E&G – Quaternary Science Journal Vol. 59 No 1- 2

Vol. 59 No 1–2

2010

issn 0424-7116 | DOi 10.3285/eg.59.1-2

Edited by the German Quaternary AssociationEditor-in-Chief: Holger Freund

Eiszeitalter und GegenwartQuaternary Science Journal

GEOZON

E&G

BaltiC sEa COast (nE GErmany)

quEBraDa DE purmamarCa (nw arGEntina)

GötzEnHain (HEssE, GErmany)

rODDErBErG CratEr (miDDlE rHinE, GErmany)

GarzwEilEr OpEn-Cast minE (lOwEr rHinE, GErmany)

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møn (DEnmark)

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GEisEltal (saxOny-anHalt, GErmany)

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GEOzOn SCiEnCE MEDiA

iSSn 0424-7116

relative sea-level development and isostasy along the nE German baltic sea coast during the past 9 ka.

Reinhard lampe, Elisabeth Endtmann, Wolfgang Janke, Hinrich Meyer

Abstract: RecentgaugedatafromcoastalNE-Germany(BalticSea)suggestthattheeustaticcomponentoftheobservedsea-levelrecordissuperimposedbyaspatiallydifferentnon-eustatic,predominantlyglacio-isostaticcomponent.Toinvestigatetowhichamountthepastsealevelwasinfluencedbythesetwocomponents,wetracedthesea-levelhistorybackasfarasthecoastalsedimentsequenceallowed.Threenewrelativesea-levelcurveshavebeenestablished,twoofthemarepresentedhereforthefirsttime.ThecurvesarebasedonnumerousAMS-radiocarbondatafromsea-levelindexpointssuchasbasalpeatlayers,archaeologicalunderwaterfindsandfrompeatprofilestakenincoastalmires.Althoughthevalidityofthemiresamplesisquestionableduetopossiblecompactionreliableresultsweregainedbycross-checkingdatafromdifferentpalaeo-environmentsagainsteachother. Thethreesea-levelcurvesestablishedcovertheperiodfromtodaybackto6,000or7,000BCtothepresentanddivergeregularlywithincreasingage.Ashorelinediagramrevealsthatnotectoniceventsdisturbedthespatialmovementpatternsignificantly.Forthedeterminationoftheisostaticcomponentthesea-levelcurveswerecomparedwithonefromtheBelgiancoast(Denys/Baeteman1995),whichisassumedtobetectonicallyandisostaticallymorestableandthereforeshowstheeustaticcomponentonly.ThecomparisonsuggeststhattheSWsectionoftheGermanBalticcoastisstillslightlysubmergingprobablyduetoglacialforebulgedecay.Whileatthecentralsectiontheisostaticupliftfadedoutafewthousandyearsago,itisstillgoingoninthenorthernsection.Here,themaximalupliftduringthepast9kaamountstoabout6mrelativetotheBelgiancoast.

[relative meeresspiegelentwicklung und isostasie entlang der nordostdeutschen ostseeküste während der letzten 9000 Jahre]

Kurzfassung: Jüngere Pegeldaten aus dem nordostdeutschen Ostsee-Küstenraum legen nahe, dass die eustatische Komponente der gegen-wärtigen Meeresspiegeländerung überlagert wird durch eine räumlich differenzierte nicht-eustatische, insbesondere glazial-isostatisch, Komponente. Um zu untersuchen, in welchem Maße die frühere Meeresspiegelentwicklung durch diese beidenKomponenten beeinflusst wurde, wurde versucht, diese so weit zurück zu verfolgen, wie dies die Mächtigkeit der marinenKüstensedimentfolgenerlaubte.

Drei neue relative Meeresspiegelkurven wurden abgeleitet, wovon zwei hier zum ersten Mal präsentiert werden. Die Kurvenbasieren auf zahlreichen AMS-Radiokohlenstoff-Datierungen von Meeresspiegel-Indexpunkten wie Basistorfen, archäologi-schen Unterwasserfunden undTorfprofilen aus Küstenüberflutungsmooren. Obwohl der Indikationswert der Proben aus denKüstenmoorenwegenderenmöglicherKompaktion fraglich ist,konntenzuverlässigeAngabendurchdenAbgleichvonDatenausunterschiedlichenAblagerungsräumengewonnenwerden.DiedreiabgeleitetenMeeresspiegelkurvenüberdeckendenZeit-raumvon6000bis7000v.Chr.biszurGegenwartunddivergierengleichmäßigmitzunehmendemAlter.EinUferlinienverschie-bungsdiagrammzeigt,dasstektonischeEreignissediesesräumlicheBewegungsmusternichtsignifikantbeeinflussthaben.

FürdieBestimmungderisostatischenKomponentewurdendieMeeresspiegelkurvenverglichenmiteinervonDenys/Baeteman(1995)publiziertenKurvefürdiebelgischeKüste,dieals tektonischundisostatischstabilergilt.DerVerlaufdieserKurvewirddaherhauptsächlichvondereustatischenKomponentebestimmt.DerVergleichlegtnahe,dassderSW-AbschnittderdeutschenOstseeküstegegenwärtigeine leichteSubmergenzaufweist,möglicherweise infolgeeines sichrückbildenden,glazialbedingtenRandwulstes. Im zentralen Abschnitt ist die isostatische Bewegung vor wenigenTausend Jahren ausgeklungen, im nördlichenAbschnitthältsiedagegenimmernochan.HierbeträgtdiemaximaleHebungwährendderletzten9000Jahreetwa6mrelativzurbelgischenKüste.

Key words: Baltic Sea, NE Germany, relative sea-level, isostasy, sea-level fluctuations, coastal mires, macrofossils, radiocarbon dating

Addresses of authors: R. Lampe*,W. Janke, H. Meyer,InstitutfürGeographieundGeologie,Ernst-Moritz-Arndt-UniversitätGreifswald,F.-L.-Jahn-Str.16,D-17487Greifswald.E-Mail:[email protected]; E. Endtmann,NaturkundlichesMuseumMauritianumAltenburg,Parkstr.1a,D-04603Altenburg.E-Mail:[email protected];*corresponding author

1 introduction

Late Quaternary sea-level history from northwestern Eu-ropereflectsthetemporallyandspatiallyvaryinginfluenceofeustatic,isostatic,tectonicandgeoidalcomponents,and,toaminorextentoflocalfactorssuchassedimentcompac-tion,halokineticsandhydrographicfluctuations.Themanycombinationsof these factorswithin a rather limited areamakeNorthwestEuropeanintensivelystudiednaturalsea-level lab (Mörner 1980). This paper focuses on the BalticSea coast of NE Germany (Mecklenburg-Vorpommern)withinatimeframefrom7,000BCuntiltoday.

Since the last Scandinavian Ice shield started to melt atabout 18,000 BC and vanished from the present southernBaltic coast at about 13,000 BC, the Baltic Sea Basin was,exceptforsomeshortperiods,isolatedfromtheoceanuntiltheMid-Holocene.Itswaterlevelwasdeterminedbyhighlyfluctuatinglakes,whicharecalledtheBalticIceLake(-15to-40mmsl;13,500to10,200BC),theYoldiaSea(-40mmsl;10,200to8,900BC)andtheAncylusLake(-40to-20mmsl;8,900to7,200BC;Björk1995;Lemke1998;Lambeck1999;Lampe2005a).Onlyafterabout7,200BCwasthebasinper-manentlylinkedtotheocean,whentheNorthSeawaterta-bleroseabovethesillsintheGreatandtheLittleBelt(today


mailto:[email protected]


4 E&G / Vol. 59 / no. 1–2 / 2010 / 3–20 / DOi 10.3285/eg.59.1-2.01 / © authors / Creative Commons attribution license

-24mand-20mmsl,respectively).Theresultingsea-level(sl)riseintheBalticBasiniscalledtheLittorinatransgres-sion. The course of the Littorina rise was different in theripariancountriesaround theBaltic.Therelative sea-level(rsl)curvesfromSweden,FinlandandpartsofDenmarkandEstoniapredominantlyreflectthepostglacialupliftofFen-noscandia (Christensen 1995, Christensen et al. 1997;Hyvärinen2000;Saarseetal.2000;)withlandupliftoc-curring faster than the water table rise. Along the south-ernshoremorestableareaspredominate,suchasinLithua-nia (Kabailiene1999),Poland (Tomczak1995;Rosa1997;Uścinowicz2006),Germany(Köster1961;Duphorn1979;Klug 1980; Kliewe/Janke 1982; Kolp 1982;Winn et al.1986;Schumacher/Bayerl1999;Lampe2005a)andsouth-ern Denmark (Christensen 1995; Bennike/Jensen 1998;Winnetal.1998;Bjornsenetal.2008),wherethewatertableriserathercausedadrowningofthelandscape.

A comparison of the many rsl curves from these lattercountries shows that theyare similar to eachother in therapid rsl ascent before 5,000 BC. The most important dif-ferencesinthecurvespertaintotheabsolutepositionofslreachedatthistimeandtothesubsequentperiodbetween5,000and0BC,duringwhichthecurvesdifferinthetempo-ralorderofslhighstandsandthemagnitudeofrelativevari-ationsoverprintedonthemaintrendofslrise.Onlyduringthelast2,000yearsdothecurvesbecomemoresimilaragain.Additional differences arise when the rsl curves from thesouthernBalticarecomparedwithcurvesfromtheneigh-bouringsouthernNorthSea(e.g.Kidenetal.2002,Behre2003,Vinketal.2007).Evidently,duringtheMid-toLateHolocene, the Baltic curves show a remarkably higher rslthan the North Sea curves, pointing to differential crustalmovementbetweenthetwoareas.

Pasttidalvariationsasasourceofuncertaintyinsldeter-minationsisinsignificantalongtheNEGermanBalticSeacoast (< 0.1 m), which makes this coastal section an idealregion to study water-level fluctuations. Also, due to thesmalldistancesbetweenthestudyareas,long-termgeoidalchangesareassumedtobesimilarandmaybeintegratedintheeustaticcomponent.However,thewiderregionislocat-edinthetransitionzonebetweentheScandinavianShieldandtheCentralEuropeanSubsidenceZone,whereneotec-tonicsubsidenceandisostaticupliftinteract.AccordingtotheresultsoftheIGCP-project346(Garetskyetal.2001;Ludwig2001a,b),themeanlong-termneotectonicsubsid-encerateisestimatedat0.006mma-1fortheWismarareaandanupliftrateof0.004mma-1 for theRügenareaand,therefore,doesnotcontributesignificantlytothesldevelop-ment in the period studied. Hydrographic variations suchas slowly changing salinity in the Baltic or fluctuationsin the mean air pressure field and precipitation (Hünicke2008)mightalso supplement towater levelfluctuations inarangeofoneortwodecimetres.Somehalokineticmove-mentsmightbepossible inthewesternpartofthecoastalsectioninvestigated,wherePermiansaltlayersandpillowsoccur in the deeper subsoil. Repeated precision levellingsdemonstratethatthemovementtendenciescanoscillateatleastonadecadalscale,withchangesinmovementratecon-centratedaroundfaults(Ellenberg1988).However,forallthesecomponentsitmustberecognizedthat,incomparisontotheinherentuncertaintyrelatedtowaterleveldetermina-

tionbasedongeologicalmethods,theircontributioncannotbereliablydistinguishedfromthemaincourseofwaterlevelchangeandmust thereforebeneglectedas separate terms.Themainrelativewater-leveldevelopmentinthestudyar-ea,therefore,isdeterminedbytheinterplayofeustaticandisostaticcomponents,wherethelatteraretheresultsoficeorwaterloadingorunloadingduetothegrowthanddecayofthePleistoceneicesheetsorofwaterlevelvariations,re-spectively.Otherfactorsasmentionedabovemayhavelocalimportancebutwillnotbeconsideredexplicitlyinthefol-lowingpaper.Theircontributionis,however,consideredintheverticalerrorofslindexpoint.

2 Geographic setting

Mecklenburg-Vorpommern’s354-kmlongouter(BalticSea)coast (fig. 1) consists of bluff sections composed of Pleis-toceneoutwashandtill,interspersedwithlowuplands,bar-riers, spits and accreting forelands composed of Holocenesandand,toaveryminorextent,gravel.Theseacoastpro-videssheltertoalongershorelineconsistingofinnerbaysorlagoons(locallycalled‘bodden’).Thelow-lyingcoastalseg-mentsowetheirexistencetosedimentsuppliedalongshorefromerodingbluffs,whicharelessmobileandarebelievedtoactasheadlands(hingepoints)thathelpstabilizeadjacentshores.Approximately 70%of thisBaltic Sea coast sectionispresentlyerodingatanaveragerateof0.34ma-1(Minis-teriumfürBau,LandesentwicklungundUmwelt1994).

After thepostglacial oceanwater levelhad risen to theland surface altitude in the Danish Belts, the Baltic BasinbecameconnectedtotheNorthSea.DuringthesubsequentLittorinatransgressionthe landscapesoffthepresentcoastdrowned.ThefirstinvasionofsaltwaterintotheBalticBasinoccurredthroughtheGreatBeltataround7,200BC(Winnetal.1998,Jensenetal.1997,2005,Bennikeetal.2004,Rössler 2006). During this early transgression phase, slrise occurred rapidly with an ascent of more than 10 mma-1but sloweddownata later stage.Earlier investigationshaveshownthatonRügentheslreachedapositionof-5mmslbyca.6,000BCandalevelbetween-1to-0.5mmslatca.4,500BC(Kliewe/Janke1982).Thisperiodduringwhichtherateofslrisedecreasedsignificantlycoincideswiththeperiodduringwhichthemaincoastalsedimentwedgeaccu-mulatedbetweenthePleistoceneheadlands,therebyisolat-inglagoonsfromtheBaltic.Duringthesubsequentseveralthousandyearsslvariedonlyslightly,andshorelineevolu-tionwascharacterisedmainlybyprogradationanddunebeltdevelopment.

RecentrslmovementalongtheBalticcoasthasbeenin-vestigatedusingrepeatedprecisionlevellingsandlong-termmareograph records (Montag1967,Bankwitz1971,Lieb-sch 1997, Dietrich/Liebsch 2000). The movement patternconstraint from the latter is shown in fig. 1 and points toshorelinetilting,witharelativelylowerslriseonRügenthanatWismar.Theaverageeustaticriseduringthepastcenturyisestimatedat1to1.2mma-1(Lambecketal.1998,Diet-rich/Liebsch2000,Stigge2003).Itcorrespondswiththerel-ativerisebetweenFischland(areaBinfig.1)andthecoastalsection west ofWarnemünde and suggests that slight butincreasing crustal upliftoccurs from there towardsRügen,whereassubsidenceoccurstowardsWismar.Thisconclusion


wasalreadydrawnbyKolp(1982)andEkman(1996),whomarked the -1mma-1 isobase as the isolinewhere glacio-isostaticupliftfadesout.

3 data aquisition

Slcurvesdeducedfromregionallydistributeddatamightbeflawedbydifferentialcrustalmotions.Toavoidthissourceoferror,Kidenetal.(2002)recommendsamplingareasnolarger than 30 km across to guarantee that differences incrustalmovementwithintheareaarenegligiblewhencom-paringratesofslrise.Forthisinvestigation,newsldatafromtwostudyareas(FischlandandNorthRügen/Hiddensee,seefig.1)wereusedwhicharelocatedalongthegradientofre-cent rsl change (fig. 1) and measure 30 and 40 km across,respectively.Themareograph records fromBarth andSas-snitz,whichrepresenttherslriseinthesetwostudyareas,showasecularascentof1.0mma-1and0.6mma-1,respec-tively(Dietrich/Liebsch2000).Publisheddatafromamoresouthwesterlyarea(Wismar)werealsoused(Lampeetal.2005);here,mareographrecordsshowasecularslascentof1.3mma-1(fig.1).

Oneof thebasicassumptionsofmanysl studies is thatduring sl and thus local (ground) water table rise, peatgrowthisinitiatedinanear-coastalbelt,thewidthofwhichdependingontheinclinationoftherelief.Inareasundertid-alinfluence,this‘localwatertable’correspondstothelocalmeanhighwaterlevel,andwherenotidesexistitrepresentsthemeanlocal(sea/river-)waterlevel.Ifinclinationissuf-ficiently steep and/or sl rise fast enough that peat growthcannotkeeppace,thepeatlayerwillbeinundatedandbur-

iedbymarinesediments.Duringthetransgressionthetopofthepeatlayercanbeerodedand,therefore,theexacttimethattheseareachedthisheightpositioncanhardlybede-termined.Theagedatacanonlybeusedtodefineanupperlimitfortheslposition(VandePlassche/Roep1989).These‘basalpeats’(‘Basistorfe’)providedatamostfrequentlyusedforreconstructionsofslhistory(Lange/Menke1967).How-ever,ifslriseoccursslowly,nobasalpeatwilldevelopbutratherfenlandsinwhichpeatgrowthkeepsupwithwatertablerise.Age-heightrelationsconstrainedfromsuchdatedfenlandsamplesaregenerallyaffectedby(auto-)compaction(Allen1999).

In thepredominantly siliciclastic coastal deposits alongthe southern Baltic coast, the problem of finding suitabledatingmaterial is critical in someaspects. In the sea areabetweenDarssandHiddensee,inthePomeranianBightandunder theadjacentbarriers,widespreadLateGlacialbasindepositsexistindepthsof8–12mbelowmsl.Thisrestrictsthedelineationoftheslrisetothatdepth(respectivetoacer-tainage).Basalpeatsfoundfurtheroffshore,inturn,wouldnotfulfiltheconditionthattheyshouldbelongtothearearepresentedbyalocalcurve.Furthermore,peatmaydevelopwell above msl due to small variations in the Pleistocenetopographyandlocalgroundwatercontrol,andthesearenobasalpeatssensustricto.Diatomormacrofossilanalysesareadequatetoolstoprovemarineinfluenceatthetopofabasalpeat,butbecausediatomsmaypenetrateintodeeperlayersandmacrofossilsmightbereworkedandredeposited,there-constructionofthedepositionalenvironmenthastobetakenwithcaution.Basalpeatsdonotgenerallyoccurbetween-4and-1mmslduetotheslowriseofslduringtheSubboreal

1.1

0.9

0.9

0.8

0.8

0.7

0.7

0.6

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1.6

Wismar

Warnemünde

Barth

Saßnitz

SwinemündeTravemünde

Gedser

Puttgarden

A

B

C

50 km

DENMARK

RügenD

Pomeranian Bay

H

Usedom

FL

GERMANY

GJBBB

N

Greifswald

1.1

POLAND

0.6

Fig. 1: Study areas Wismar Bay (A), Fischland (B) and N-Rügen/Hiddensee (C), and current rsl rise [mm a-1] at different tide gauge stations in the south-ern Baltic Sea (after Dietrich/Liebsch 2000). GJB – Großer Jasmunder Bodden, BB – Breeger Bodden, D – Darss, FL – Fischland, H – Hiddensee.

Abb. 1: Untersuchungsgebiete Wismar Bucht (A), Fischland (B) und N-Rügen/Hiddensee (C) sowie gegenwärtiger relativer Meeresspiegelanstieg (mm a-1) an Pegelstationen der südlichen Ostsee (nach Dietrich/Liebsch 2000). GJB – Großer Jasmunder Bodden, BB – Breeger Bodden, D – Darss, FL – Fisch-land, H – Hiddensee.


andEarlySubatlantic.Finally,intercalatedpeatsareabsentintheclasticdepositsandthedensedatasetrequiredforareliableslcurvethuscannotbeestablishedinalimitedarea.Therefore, toavoidtheuseofdatafromareas too largetobe isostatically affected to the same extent, we have usednotonlydatafrombasalpeatsbutalsofromfenlandPhrag-mites/sedge peat profiles from near-coastal valley sectionsinundatedduringthetransgression.Thisisbasedontheas-sumptionthatpeatgrowthwasmainlycontrolledbythesland only insignificantly influenced by groundwater flowfromadjacenthighermorainicareas.Toevaluateslcontrolandproblematicbutunknown(auto-)compaction,theinves-tigatedprofileswerecarefullyanalysedfortheirpalaeoen-vironmental and indicative significance and especially fortheintensityofmarineinfluenceusingfloralmacro-remains(Endtmann 2005, 2006; Lampe et al. 2005; Mandelkowet al. 2005, for standard preparation and determinationmethodsseeEndtmann2006).ThetypicalPhragmitespeatfoundinundrainedcoastalmireshasaverylowdensityofabout0.13gcm-3, thedensityofsiltypeatgenerallyfoundatthetopoftheprofilesamountsto0.25-0.4gcm-3.Becausethemiredoesnotgrowmorethanabout20to30cmabovemsltheeffectivesedimentweightwhichcancausecompac-tionisverylow.Todetectpossiblecompactedhorizonswa-ter content and dry bulk density were measured every 10cm in the sediment profiles investigated. Finally, the datasetwascomparedwithage-heightdatafromarchaeologicalfinds.Therefore,undetectedcompactionexceedingtheverti-calerrorrangegenerallyusedindefiningslindexpointscanberuledout.

The samples from both basal peat layers and coast-al mire profiles were palaeobotanically investigated andmacro-remains from land plants were picked for dating.Macro-remainsfromnon-aquaticplantsweregatheredeach25 to 50 cm fordating. Inhighlydecomposedpeatprofilesections, no macro-remains were generally found. Fromthese sections bulk samples, carefully purified from roots,wereusedfordating.Allsampleswere14C-AMSdatedandcalibratedtocalendaryears(BC/AD;Danzeglockeetal.2007).Thedatasetwassupplementedwithdatingsfromtreestumpsandarchaeologicalunderwaterfinds.Inafewcases,datafromotherauthors,giveninconv.BPorcal.BP,wereconsidered,butcalibratedtocalendaryearsBC/ADforcon-sistency reasons.For theconstructionof the sl curves, thedoubleconfidenceintervalofthecalendaragerangesshownintab.1–3wasused.Todeterminethealtitudinaldifferencebetweensamples,all sampledepthswere related to recentmslwhichcorrespondstoGermanOrdnanceDatumNHN.Consideringthemanyerrorsinexactsampledepthsdeter-mination(suchaslinearinterpolationbetweenmapcontourlines,levellingerrors,sedimentdislocationduetothedrill-ingprocess,instrumentalerrorsofechosounders,unknownwater levelvariationsetc.)categorieswerebuild, inwhichthe many single error components were considered. De-pendingonthesedimentaryenvironmentofthesampleandthepotentialexactnessofsamplelevellingtheverticalheighterrormarginsforslindexpointsweredeterminedasshownintab.1–3.Accordingly,theformerslpositionwasestimat-edto-0.1to-0.5mrelativetothepresentsamplepositionforprecisely levelledsamplesfromcoastalmires,saltmarshesand terrestrial excavation sites, to+0.2 to -0.8m forbasal

peatsfromboreholes,-0.5mfortreestumpsfromdrownedforests,andto+0.5mforfindsfromunderwaterexcavationsites.Amoreindividualdeterminationofverticalheighter-ror,relatedtoeachsinglesample,wasnotpossible.Finally,theestimatedage-depthrangeswereusedfortheconstruc-tionoftherslcurvesandtheirerrorenvelopes.

4 Körkwitz study site (Fischland)

NearthevillageofKörkwitz,asmallcoastalmireislocatedat the south-western shore of the lagoon Saaler Bodden.The mire was surveyed by 8 boreholes (fig. 2) to investi-gate depth and sediment distribution. The ground surfaceisabout10to30cmabovemsl,withlowerelevationscloseto the shoreline. The mire developed in a ca. 3.5 to 4.2 mdeep depression, when the rising sl reached the locationviathepresent-daylagooneastofthesite.Theextentofthewestern continuation is not known. The base of the mireconsists of fluvio-limnic sand which contains freshwaterdiatoms.Uponthesand,carrpeatdevelopedinthedeepestpartofthedepression,whichcanbetracedintothelagoonformorethan500m(boreholesSB5toSB7,figs.2and3).Withinthelagooncarrpeat iscoveredbybrackish-marinemudaccumulatedsincethemarineinundation.Inthemire,theinundationismarkedbyathinclayey-sandylayerundasubsequentshifttoPhragmitespeataccumulation.Duetoits very sheltered position, uninterrupted peat growth oc-curred, although it changed to salt meadow peat later on.Thesitewasneverdrainedartificially.Onlyanunfinishedshipping channel (fig. 2) was built in the 1960’s. It is as-sumedthatthechannelhavehadnodrainageeffectonthesiteinvestigated.

Apollenandadiatomdiagramfromthemirewaspub-lished by Lampe/Janke (2004), and a macro-remains dia-gramwasdescribedbyEndtmann(2006).Due tonewra-diocarbondatanowavailableandtogiveacomprehensiveoverviewoftheresultshere,wepresentthemostimportantpartsofthisdiagramagain.Fromthe9boreholessurveyed,profile Koe-16 was selected for further investigations. Itsbase lies at 5.87 m below ground surface (bgs), which isabout -5.65mmsl.According to the results of themacro-remainanalysis,thesedimentsequencecanbedividedintothreezoneswithsomesubzones(fig.4):ZoneKoe-16-1 (5.87–4.15mbgs) ischaracterizedbymud-dyfluvio-limnic sandandnumerouswood remains.PinusandAlnusareevidentandsuggestbanksideconditions. InsubzoneKoe-16-1a(5.87–5.17mbgs)amberparticleswerefound,whichpoint to accumulationof reworkedmaterial.InsubzoneKoe-16-1b(5.17–4.15mbgs),numerousindica-tors of submerse vegetation occur. Characeae of the gen-eraCharaandNitellagrowinshallowwaterofgoodwaterquality(Vedder2004).Potamogeton pectinatus isassumedto be salt water tolerant (Rothmaler 2002). The onset ofthis submerse vegetation was dated to 12,400 ± 380 BC.Duetothelackofadequateterrestrialplantmaterial,seedsfromPotamogeton pectinatuswereused.Thedate isprob-ablymuchtoooldduetopossiblehard-watereffects(Geyh1983)and/orredeposition.

Zone Koe-16-2 (4.15–2.97 m bgs) comprises predomi-nantly telmatic accumulations, i.e. mire deposits. In sub-zone Koe-16-2a (4.15–3.65 m bgs), numerous wood finds


0 100 200 300m

Koe-7/8

Koe-9

Koe-15

Koe-14

Koe-11Koe-10

Koe-12/13

SB5SB6 SB7

mire waterborehole

Saaler Bodden

profile

N

Koe-16

unfinished shipping channel

Koe-17/20

Koe

pit

Koe-7 Koe-15 Koe-13 Koe-16 SB5 SB6

0

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-4

-5

mud carr peat Phragmites/grass peat

water

mmsl

silty peatsand

Fig. 2: The Körkwitz coastal mire (Fischland) and the sediment profiles taken to survey depth and sediment distribution. The red line depicts the mire profile shown in fig. 3.

Abb. 2: Das Küstenüberflutungsmoor Körkwitz (Fischland) sowie Sondierun-gen zur Erkundung der Moor-Tiefe und Sedimentverteilung. Die rote Linie gibt die Lage des in Abb. 3 gezeigten Moor-Querschnitts wieder.

Fig. 3: Selected boreholes from the profile shown in fig. 2 to investigate depth and sediment distribution in the Körkwitz coastal mire (Fischland).

Abb. 3: Ausgewählte Sondierungen, die entlang des in Abb. 2 gezeigten Transekts zur Erkundung der Moor-Tiefe und Sedimentverteilung im Küs-tenüberflutungsmoor Körkwitz (Fischland) niedergebracht wurden.

andtheproofofCoenococcum geophilumconfirmtheinter-pretationascarrpeat.FindsofUrtica dioica,Lycopus euro-paeusandApium cf. graveolens indicatewet, fresh,partlyinundatedandeu- tomesotrophic conditions (Rothmaler2002).FindsofPhragmites australisandTypha angustifoliaconfirm the existence of reeds after 5,194 ± 99 BC. Bothspecies tolerate brackish conditions (Rothmaler 2002).Subzone Koe-16-2b (3.65–2.97 m bgs) consists mainly ofpeat, only between 3.62 and 3.52 m bgs a clayey mud isintercalated. Since ca. 5,105 ± 83 BC, vegetation commu-nities developed under mesotrophic conditions dominatedbySchoenoplectus tabernaemontaniandCladium mariscus.Bothreed-buildingspeciesgrowundermesotrophiccondi-tiononmuddysoilsinshallowwaterdepthsuptoca.1m(Rothmaler 2002). The maximal percentage of Schoeno-plectus tabernaemontani wasfoundwithintheclayeymud,whichindicatesa temporal inundationof thesite.Regularfindings of foraminifers until a depth of 1.7 m bgs proveamarine-brackish influence.Adriftlinevegetation is indi-catedbySuaeda maritimaandChenopodium album.

ThedistinctionofzoneKoe-16-3(2.97–0mbgs)isbasedonthecontinuousoccurrenceofJuncus gerardii.Saltmead-owsdevelopedat thesiteafter4,747±31BC,whichgrewabovesealevelandwereinundatedonlyepisodically(Schu-bertetal.1995,Rothmaler2002).InsubzoneKoe-16-3a(2.97–1.45mbgs),epidermisremainsofPhragmites australisarestillpresent.Butbecausediasporesarecompletelyabsent,itmaybeassumedthattheybelongtorhizomeswhichpen-etratedsubsequentlyfromhigherlevels.DiasporesofAnd-rosace cf. septentrionalemostprobablyoriginatefromdry,nutrient-poorandloosebasinsandareasinthesurroundingsofthemiredepression.AccordingtoRothmaler(2002)andOberdorfer(1994),thisspeciesgrowsinsandydrygrass-landsaswellasondunes.AlthoughBenkertetal.(1996)describe no recent occurrence, some findings from earlierperiodshavebeenprovenbymacro-remainanalyses (e.g.Lampeetal.2005;Endtmann,thispaper,seeAugustenhofsite).Both thepeat aswell as the silt peatof the subzoneKoe-16-3b(1.45–0.63mbgs)arecharacterizedbyasignifi-cant lackof fossils.All diasporesweremineralized in thissection,onlyresistantcharcoalparticlesremained.ObservedPhragmitesremainsprobablypenetratedlaterfromyoungerlayersabove.Lampe/Janke (2004)assume that this sectionreflectsacondensedpeataccumulationwhichdegradedandmineralizedduringtwodesiccationphases,causedbyslfallsatca.800BCand,muchmorepronounced,duringtheLittleIceAgebetween1,450and1,850AD.InsubzoneKoe-16-3cJuncus gerardiistartedtooccurcontinuouslyagain.Duetotherenewedriseofsl,episodicfloodingoccuredmorefre-quently.Themacro-fossilspectrumbecomessimilartothatof subzone Koer-16-3a. Finds of Phragmites australis di-aspores proof the existence of this species, the occurrenceofJuncus bufoniuspointstoanthropogenicinfluenceonthesalt meadows (Körber-Grohne 1964, Rothmaler 2002).Theabsenceofforaminiferaisrelatedtotheloweredsalin-ityintheSaalerBoddenduetoitsongoingtruncationfromwaterexchangewiththeBaltic.

Subsequently the profile was radiocarbon-dated usingsampledmacro-remains.Due to the scarcenessof suchre-mains, the spacing between the samples was rather largeand for the upper section no data could be obtained. To

obtain a more comprehensive data base of sl rise in thisarea,thepeatprofilesKoe-17/20weretakeninthevicinityto Koe-16 (fig. 2). From this profiles, cleaned humic ma-terial as bulk samples were used for dating. Bulk samplestaken and dated during first surveys were also included(pitKoe,fig.2).Forfurtherexpansionofthedatabase,ra-diocarbondata available fromFischland (the coastal land-scapeinwhichtheKörkwitzsiteislocated)andthenearbyoffshore area were checked for reliability considering finddocumentation, sediment character, geological positionand possible post-sedimentary compaction. The final databaseisprovidedintab.1.

The radiocarbondata cover thedepth interval down to-4mmslverywell(fig.8B).Between0and1,000AD,agapcanberecognizedforwhichnodataexist, suggestingthatpeatgrowthwasapparentlylow.However,becausetheda-


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55

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55

55

Fig.

4. M

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Tab. 1: Radiocarbon data from the Fischland study area. Calibration was made according to Danzeglocke et al. (2007), dating error is shown as 1σ confidence interval, msl refers to sample height relative to recent mean sea level, which corresponds to German Ordnance Datum NHN. Lowl and uppl reflects the vertical limits within which the former sl was located according to the facies of the deposits and levelling errors. Lowl is the lower limit and uppl the upper limit relative to the suspected sl. Abbreviation meanings: telm = telmatic; mar = marine; terr = terrestrial; indet. = indeterminable; mr = macro-remain, used for dating; ha, leach. res. = humic matter, leaching residue used for dating.

Tab. 1: Radiokohlenstoffdatierungen aus dem Untersuchungsgebiet Fischland. Die Kalibrierung der Daten erfolgte nach Danzeglocke et al. (2007), der Datierungsfehler ist als 1σ - Intervall angegeben, msl gibt die relative Position der Probe zum derzeitigen mittleren Meeresspiegel wieder, der dem deutschen Höhenbezugsniveau NHN entspricht. Lowl und uppl geben die untere bzw. die obere Grenze des Höhenintervalls wieder, in dem der vormalige Meeresspiegel sich unter Berücksichtigung der sedimentären Fazies und des Bestimmungsfehlers der Höhenlage der Probe gelegen hat. Die Abkürzungen bedeuten: telm = telmatisch; mar = marin; terr = terrestrisch; indet. = unbestimmbar; mr = für Datierung wurde ein Makro-Rest genutzt; ha, leach. res. = Huminstoffe, für Datierung wurde der Laugungsrest genutzt.

ta derive from different sites (Koe, Koe-16 and Koe-17/20)andeveninaflatsaltmeadowheightdifferencesofafewdecimetres are not exceptional, we cannot conclude thata sl stillstandor fall hasoccurred. For the intervaldeeperthan -4 m only scarce data exist. In the near future moredata will be come available due to the recent findings ofdrowned forests offshore (Tauber subm.). So far, we canadd only eight unpublished dates from Fischland and its

offshore area. The dated materials are bulk samples frombasal peat, macro-remains sampled from basal peat orwoodfromafossilsoil.Althoughthecharacteroftheaccu-mulations isnotknown inalldetails, theyare interpretedasbasalsedimentsreflectingtheformersl(seetab.1).Theirpositions allow us to extend the rsl curve down to -12 mmslasshowninfig8B.

no Lab code site, sample conv. bP cal bC/Ad d13C msl lowl uppl facies dated material

1 kiA 25991 körkwitz 20/1 >1954 >1954 AD -29.9 -0.1 -0.5 0.1 telm ha, leach.res.

2 Hv 23976 körkwitz 355 +/- 85 1547 +/- 79 AD -28.7 0.0 -0.5 0.1 telm peat, bulk

3 Hv 23673 körkwitz 595 +/- 65 1351 +/- 45 AD -27.8 -0.1 -0.5 0.1 telm peat, bulk


5 kiA 25992 körkwitz 20/1 780 +/- 25 1242 +/- 18 AD -27.1 -0.1 -0.5 0.1 telm ha, leach.res.


7 kiA 25993 körkwitz 20/1 2175 +/- 25 271 +/- 69 bC -28.9 -0.2 -0.5 0.1 telm ha, leach.res.

8 Hv 23677 körkwitz 2410 +/- 90 569 +/- 141 bC -28.1 -0.4 -0.5 0.1 telm peat, bulk

9 Hv 23676 körkwitz 2555 +/- 70 670 +/- 112 bC -27.0 -0.5 -0.5 0.1 telm peat, bulk



12 kiA 22884 körkwitz17-19 3611 +/- 54 1976 +/- 74 bC -26.7 -1.0 -0.5 0.1 telm indet mr




16 Gd 15284 körkwitz 4490 +/- 100 3182 +/- 149 bC - -1.1 -0.5 0.1 telm peat, bulk

17 kiA 26001 körkwitz 20 4550 +/- 25 3251 +/- 103 bC -28.2 -1.6 -0.5 0.1 telm ha, leach.res.


19 kiA 22883 körkwitz17-19 4657 +/- 56 3455 +/- 70 bC -27.0 -1.8 -0.5 0.1 telm indet mr



22 kiA 22882 körkwitz16 5285 +/- 65 4119 +/- 92 bC -26.0 -2.1 -0.5 0.1 telm indet. mr



25 kiA 22881 körkwitz16 5881 +/- 36 4747 +/- 31 bC -22.1 -2.8 -0.5 0.1 telm mr (Schoenopl.)


27 kiA 22880 körkwitz16 6150 +/- 40 5105 +/- 83 bC -25.5 -3.3 -0.5 0.1 telm mr (Schoenopl.)

28 kiA 22879 körkwitz16 6255 +/- 74 5194 +/- 99 bC -26.4 -3.5 -0.5 0.1 telm mr (insect remains)


30 Hv 22398 Darß 1 ** 6520 +/- 220 5438 +/- 204 bC - -7.0 -0.8 0.2 ? sandy mud, bulk

31 kiA 26573 Saalerb 7/2 6670 +/- 35 5596 +/- 29 bC -28.4 -3.9 -0.8 0.2 telm Pinus bark

32 kiA 35288 Grabow, Pr. 16* 7100 +/- 35 5974 +/- 39 bC -26.7 -6.8 -0.8 0.2 telm peat, bulk

33 kiA 35275 SundWiese, Pr. 1* 7195 +/- 40 6058 +/- 30 bC -27.1 -7.3 -0.5 terr wood from fossil soil

34 kiA 35282 nördl. zingst, Pr. 10* 7395 +/- 40 6295 +/- 53 bC -18.5 -9.5 -0.8 0.2 telm indet mr

35 Hv 22399 Darß 1 ** 7485 +/- 115 6338 +/- 101 bC - -9.7 -0.8 0.2 telm peat, bulk

36 DS F 3750/13a *** 7760 +/- 115 6653 +/- 146 bC - -11.7 -0.8 0.2 telm peat, bulk

37 DS F 3300/12 *** 7990 +/- 100 6893 +/- 145 bC - -16.2 -0.8 0.2 telm peat, bulk

38 kiA 22878 körkwitz16 12288 +/- 68 12400 +/- 380 bC -10.0 -4.8 -0.5 0.1 telm mr (Potamogeton)

* data provided by M. naumann, lbEG Hannover

** data provided by W. Schumacher, Greifswald University

*** data provided by W. lemke †


beach ridges

3

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2

15

10

5 4

2

0 50mmire forest water

Mesolithic findplace

JasmundLagoon

borehole profile

9

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3

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22

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2425

27

28

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32

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33

34

10

12

1516

14

13

17

12

11

35

36

23

26

4

9a

drainage ditch

N

Fig. 5: The Augustenhof coastal mire (North Rügen/Hiddensee), the sediment profiles surveyed and the core Aug-9a used for sampling. The red line depicts the mire profile shown in fig. 6.

Abb. 5: Das Küstenüberflutungsmoor Augustenhof (Nord-Rügen/Hiddensee), Sedimentsondierungen und Lage des beprobten Kerns Aug-9a. Die rote Linie gibt die Lage des in Abb. 6 gezeigten Moor-Querschnitts wieder.

5 Augustenhof study site (north rügen/Hiddensee)

The study site Augustenhof is a small coastal mire locat-edat thesouthernshoreof theGroßerJasmunderBodden(figs.1,5),whichisdammedbyabeachridgesystemfromthelagoon.Since1914theridgesareknownasafindspotoflateMesolithicartefactsandbelongtoaclusterofsimi-larplacesknownfromthevicinityonRügenandtheadja-centmainland(Umbreit1939,Gramsch1978,Terberger/Seiler2005).ApollendiagramwaspublishedbyLangeetal.(1986).Themirewassurveyedby37boreholes(fig.5)toinvestigatethedepression’sdepthandsedimentdistribution.Aprofilealongthecentralditch,whichdrainsthemiretodayisshowninfig.6.

The base of the depression lies at about -4.5 to -5.5 mmsl and consists of sand of various grain sizes. In mostboreholes, a basal peat was detected upon which marinemud with shell remains were deposited. Shortly after theinundation by the rising sea, beach ridges started to cutthedepressionofffromthesea.Firstridgesedimentsoccurinborehole5at-4.1to-3.25mmsl,withacoarsergrainedcontinuation in borehole 4. Subsequently the ridges start-ed to prograde eastwards, thereby climbing to higher po-sitions (boreholes 3, 2, 1). Consequently, the cut-off musthave become effective, as behind the beach ridge a smallcoastallakedeveloped.Initscentralpartmarlaccumulated

(borehole6),whileattheseawardmarginorganicmudwasintersected by sandy overwash layers (borehole 5).WhilethebeachridgeprogradedtotheNE,the lakeareashrunkdue to peat growth. From ca. -1 m msl upwards, peat istheonlysedimentinthedepressionbehindtheridges.Thesequence proves that primarily the peat grew with risingsl. However, the disappearance of the lake points to somelateral growth too, and the present surface about 1 to 1.5mabovemslclearlyshowsthatwater input fromthesur-rounding elevations allowed a subsequent growth inde-pendentofslposition.Therecentdrainageofthefenmusthaveinitiatedpeatdecomposition,compactionandsurfacelowering. Nevertheless, together with the neighbouringand very similar site Ralswiek (Kliewe/Lange 1971), themire represents the only site on North Rügen where peatgrowthwascontrolledbytherisingseaatleastforseveralverticalmetres.

Borehole Aug-9a, which has not been influenced bylakeorbeachridgedevelopment,wasselectedtotakesam-ples for macro-remain analysis and radiocarbon dating.According to the results of the macro-remain analysis,the sequence can be divided into four zones with severalsubzones (fig. 7). In zone Aug-9a-1 (5.00–4.49 m bgs, sur-face is 1.26 m above msl), the underlaying silicate mud isnearly barren of macrofossils and only some remains ofindeterminablemolluscsweredetected.Thesedimentation


peat organicmud

silicatemud

calcareousmud

9a 8 7 6 5 4 3 2 1 12 11 10

1

-1

-2

-3

-4

-5

-6

0

mmsl

fine tomedium sand

medium sandto gravel

Fig. 6: Selected boreholes from the profile shown in fig. 5 to investigate depth and sediment distribution in the Augustenhof coastal mire (North Rügen/Hiddensee).

Abb. 6: Ausgewählte Sondierungen, die entlang des in Abb. 5 gezeigten Transekts zur Erkundung der Moor-Tiefe und Sedimentverteilung im Küstenüberflutungsmoor Augustenhof (Nord-Rügen/Hiddensee) niedergebracht wurden.

of calcareous mud (4.91–4.49 m bgs) reflects the existenceof open water. The macrofossil spectrum comprises woodand charcoal particles (probably redeposited) and rootletswhichextendeddownfromhigherstrata.

WiththeonsetofcarrpeatdepositioninzoneAug-9a-2(4.49–3.49mbgs)theportionofrootletsandwoodremainsincreasessignificantly.NumerousremainsofAlnus glutinosapointprobablytotheexistenceofAlnionglutinosae(Malc.1929) Meijer-Drees 1936 (Schubert et al. 1995). Caltha palustris, Chrysosplenium alternifolium, Apium graveo-lens, Mentha aquatica and Eupatorium cannabinum prob-ablygrewalongacreek.ThesespeciesandUrtica dioicaarecharacteristic of eutrophic soil conditions. The continuousoccurrenceofmosseslikeBrachytheciumspec.andHoma-lothecium nitens also pointstotheexistenceofwetsoilorspringwaterconditions.Leptodictium riparium and Scor-pidium scorpidioides representstagnantwater.

ThefollowingzoneAug-9a-3(3.49–2.55mbgs)isdomi-natedbyspecieswhicharealsocharacteristicofrecentreedvegetation. In the lower section, peat was formed mainlyby Phragmites australis and Schoenoplectus tabernaemon-tanii.Since4,652±65BCCladium mariscusalsobecomesevident. All species reflect mesotrophic conditions andshallowwater.TheoccurrenceofforaminifersandS.taber-naemontanii indicate brackish-marine influence, which inturn implies that identifiedTypha seedsmustderive fromthehalotolerant speciesT. angustifolia (Rothmaler2002).Decreasing amounts of Schoenoplectus tabernaemontanii,increasing amounts of Cladium mariscus and the absenceof foraminifers show stronger freshwater influence to-

wardsupperpartofthezone.RegularfindsofChenopodi-um album/Suaeda maritimaandalsoofAtriplex spec.pointto theexistenceof eutrophicdrift linecommunities in thesurroundings.AsinglefindofAndrosace cf. septentrionaleatabout5,160±65BCisremarkable.Formeroccurrencesinhabitats along the coastal area of the SaalerBodden (pro-fileKörkwitz,Endtmann2006)andtheStrelasund(profileStralsund-Mischwasserspeicher, Endtmann, unpublisheddata) date younger than 5,000 BC. Finds along the coastarea ofWismar bay (profile Redentin; Lampe et al. 2005)datebetween322±51ADand1,809±97AD.Atthemo-ment, theAugustenhoffinding is theoldestonealong theNEGermanBalticcoast.Androsace septentrionalegrowsonmesotrophicloosesandysoils,ruderalhabitatsandalsoondunes(Rothmaler2002).

Soonafter3,864±93BC,analderforestswamppeat isdevelopedagain(zone Aug-9a-4;2.55–0.00mbgs).Themac-ro-fossilspectrumissimilartozoneAug-9-2.Woodenpar-ticlesandradicellsarepredominant.ZoneAug-9a-4 issub-dividedinto3subzones.Insubzone Aug-9a-4a(2.55–1.45mbgs) theabundanceofalder remains ishigher thanbeforebutnotashighas in zoneAug-9a-2.Urtica dioica occurscontinuously but in low percentages. Caltha palustris, Mentha spec. and Apium graveolens grow on eutrophicsoils along the creek. The absence of Phragmites australisin subzone Aug-9a-4b (1.45–0.85 m bgs) reflects a changeofwatertableanddryerconditionsthanbefore.NumerousdiasporesofUrtica dioicapointtoareleaseofnutrientsbypeat degradation. Eutrophic, partly muddy sites along thecreek are represented by Berula erecta and Lythrum sali-


dept

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Fig.

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caria.Silenedioica, Rubus idaeusandcf.Stellaria nemorumare also associated with nutrient enrichment. Seeds of cf.Potentilla anserina and Chenopodium album/Suaeda mar-itima reflect the existenceof a eutrophicdrift linevegeta-tion with nutrient-enriched conditions along the shorelineofthelagoon.SubzoneAug-9a-4c(0.85–0.00mbgs)repre-sents an Urtico-Alnetum glutinosae (Scam.1935) Fuk. 1961(Schubertetal.1995)withAlnus glutinosa,Urtica dioicaandRubus idaeus. Iris pseudacorus alsopointstoaeutroph-ic alder swamp, but with episodically flooded hummocksand hollows. Finds of different species of Drepanocladus,

Characeae oospores, and diaspores of Ranunculus Batra-chium-group and cases of caddisflies (Trichoptera) reflecttheexistenceofshallowfreshorbrackishwaternearby.

The macro-remain analysis clearly shows that the sitewasinfluencedbyintrusionsofbrackishwaterandthattherisingseainstigatedpeatgrowthuntil4,390±39BC;sinceca. 3,850BC the site becamedryer.After a periodof peatdegradation,whichstartedprobablyatabout3,000BC,wa-terdischargedfromthesurroundinghillsbecamemoreim-portant forpeatgrowthcontrol.Themiregrewtoat least1mabovesea level,whichis the lowestmiresurfacealti-

no Lab code site, sample conv. bP calbC/Ad d13C msl lowl uppl facies dated material

1 Hv 24430 Hiddensee 2 595 +/- 65 1351 +/- 45 AD -17.6 -0.5 -0.8 0.2 telm peat, bulk

2 kiA 25987 Augustenhof AH9a 1065 +/- 30 959 +/- 40 AD -26.7 0.8 -0.5 0.1 telm indet mr

3 Hv 23672 Vaschwitz 1120 +/- 100 889 +/- 106 AD -28.8 0.0 -0.8 0.2 telm peat, bulk

4 Hv 23671 Vaschwitz 1155 +/- 100 857 +/- 109 AD -28.5 0.0 -0.8 0.2 telm peat, bulk

5 kiA 26574 Vaschwitz 1440 +/- 25 613 +/- 20 AD -31.2 0.0 -0.8 0.2 telm peat, bulk

6 kiA 26575 Vaschwitz 2755 +/- 45 909 +/- 54 bC -27.9 -0.1 -0.8 0.2 telm peat, bulk

7 kiA 19818 Feuersteinfelder nord 3890 +/- 30 2386 +/- 56 bC -27.6 0.0 -0.8 0.2 telm mr (Chenopodium)

8 Hv 24832 Feuersteinfelder nord 4240 +/- 70 2808 +/- 101 bC -27.6 -0.1 -0.8 0.2 telm peat, bulk



12 kiA 25989 Augustenhof AH9a 4580 +/- 30 3329 +/- 137 bC -28.5 -0.3 -0.5 0.1 telm mr (A.glutinosa)

13 kiA 24217 lietzow-buddelin *** 4632 +/- 38 3435 +/- 58 bC -23.2 -0.2 -0.5 terr bone


15 kiA 25985 Augustenhof AH5b 5030 +/- 35 3849 +/- 69 bC -27.2 -1.0 -0.5 0.1 telm mr (A.glutinosa)

16 kiA 26565 Augustenhof AH9a 5080 +/- 90 3864 +/- 93 bC -30.3 -1.5 -0.5 0.1 telm mr (Carex riparia)

17 kiA 24220 lietzow-buddelin *** 5324 +/- 39 4156 +/- 70 bC -22.8 -0.4 -0.5 terr antler fragment


19 kiA 24245 bergen Fpl. 24, breetzer Ort * 5393 +/- 29 4281 +/- 35 bC -27.5 -1.1 0.5 mar wooden post

20 kiA 26566 Augustenhof AH9a 5530 +/- 35 4390 +/- 39 bC -24.3 -1.6 -0.5 0.1 telm mr (Cladium/Schoenopl.)


21 kiA 24249 bergen Fpl. 24, breetzer Ort * 5704 +/- 30 4544 +/- 40 bC -21.8 -1.1 0.5 mar Cervus bone

22 kiA 24248 bergen Fpl. 24, breetzer Ort * 5802 +/- 30 4657 +/- 42 bC -21.3 -1.1 0.5 mar Sus bone

23 kiA 26567 Augustenhof AH9a 5810 +/- 55 4652 +/- 65 bC -31.1 -1.8 -0.5 0.1 telm mr (Chenopodium)

24 bln 1559 binz i **** 5844 +/- 70 4702 +/- 87 bC - -1.9 -0.8 0.2 telm peat, bulk

25 kiA 24250 bergen Fpl. 24, breetzer Ort * 5879 +/- 35 4756 +/- 33 bC -23.1 -1.4 0.5 mar Capreolus bone

26 kiA 25986 Augustenhof AH5b 5980 +/- 35 4873 +/- 49 bC -26.0 -2.2 -0.5 0.1 telm indet mr

27 kiA 27247 Wittow Fpl. 100 * 6005 +/- 26 4898 +/- 38 bC -26.0 -1.8 0.5 mar wood

28 kiA 24246 bergen Fpl. 24, breetzer Ort * 6181 +/- 35 5136 +/- 58 bC -26.0 -1.1 -0.5 terr trunk

29 kiA 26568 Augustenhof AH9a 6205 +/- 35 5159 +/- 67 bC -27.7 -2.0 -0.5 0.1 telm indet mr


31 kiA 24247 bergen Fpl. 24, breetzer Ort * 6574 +/- 35 5528 +/- 29 bC -26.2 -1.1 -0.5 terr charcoal, fireplace

32 kiA 27248 Wittow Fpl. 100, kamminer Ort * 6577 +/- 32 5529 +/- 27 bC -25.4 -1.7 -0.5 terr wood

33 Hv 24432 breezer bodden 1/1 6700 +/- 90 5621 +/- 72 bC -25.7 -3.5 -0.8 0.2 telm peat, bulk

34 Hv 24433 breezer bodden 6840 +/- 100 5754 +/- 92 bC -27.0 -3.7 -0.8 0.2 telm peat, bulk


36 Hv 24420 Hiddensee 32 7260 +/- 135 6154 +/- 133 bC -27.2 -4.0 -0.8 0.2 telm wood

37 Hv 24423 Hiddensee 19 7400 +/- 55 6295 +/- 63 bC -29.3 -6.6 -0.8 0.2 telm wood

38 Hv 24421 Hiddensee 24 7475 +/- 90 6336 +/- 81 bC -27.3 -8.1 -0.8 0.2 telm peat, bulk

39 bln 1560 binz i **** 7698 +/- 46 6539 +/- 48 bC - -7.6 -0.8 0.2 telm peat, bulk

40 kiA 22805 Wittow Fpl. 97, Gelmer Ort * 7894 +/- 34 6757 +/- 63 bC - -2.1 -0.5 terr wood

41 Hv 24425 Hiddensee 14 8010 +/- 195 6964 +/- 264 bC - -11.8 -0.8 0.2 telm peat, bulk

42 bln 1875 binz iii **** 8060 +/- 80 6987 +/- 142 bC - -9.1 -0.8 0.2 telm peat, bulk

* data provided by landesamt für bodendenkmalpflege Mecklenburg-Vorpommern

** data provided by W. Schumacher, Greifswald University

*** data provided by T. Terberger, Greifswald University

**** data provided by H. kliewe †

Tab. 2: Radiocarbon data from the N-Rügen / Hiddensee study area. For details and abbreviations see tab. 1.

Tab. 2: Radiokohlenstoffdatierungen aus dem Untersuchungsgebiet N-Rügen/Hiddensee. Für Details und Abkürzungen siehe Tab. 1.


tude today (fig. 6). However, artificial drainage in the lastcentury has probably led to surface lowering, sedimentdensification and therefore compaction. Itmust be arguedthat thedated samples are today in a lowerposition thantheywereprimarily.Samplesclosetothepresentsldatetoca. 3,000BC.Thus,all samplesofyoungerageandhigherpositioncannotbeusedasproperslindexpoints.Althoughtheymight point to a temporaryhigher sea level, this as-sumption is not supported by the vegetation analysis andremainsspeculative.Theselimitationsrestrictthepotentialofthesitetosomeextenttoprovidecorrectslindexpoints.Due to theexpected inaccuracyof thedatagathered fromthe Augustenhof site, the sl data set was supplementedwithsamplesderived fromnearbyarchaeological siteson-andoffshore(Lampe2005b,Lübke2005,Terberger/Seiler2005),andwithbasalpeatdataknownfromthesurroundinglagoons and the island Hiddensee (Barthel 2002). The fi-naldataset(tab.2)containsspatiallywiderdistributeddatathanthosefromWismar(Lampeetal.2005)andFischland(thispaper).Thelongerdiagonaloftherectangularsamplingarea,however,doesnotexceed40kmandstretchesnearlyparalleltotherecentupliftisobases(fig.1).Theinfluenceofawidersampledistributionshouldthereforenotcontributetoanisostatically-inducedlargeraltitudeerroroftheslindexpoints.Thersl curveestablished fromthesedata is showninfig.8C.

6 Wismar study site

AlldatausedtoestablishtherslcurvefortheWismarstudyarea have already been published in Lampe et al. (2005).ForthecomparisonwiththestudyareasFischlandandN-Rügen/Hiddenseeandforthedeterminationoftheisostaticcomponent,weusethesamedatawithoutanysupplementhere (tab.3).However,wesimplified therslcurveslightlybygeneralizingitscourse,avoidingtosuggestslfluctuationswherelessdataareavailableduetopeatdegradation.Therslcurveisshowninfig.8A.

7 discussion

Sufficient data could be gathered from all study areas toconstruct rsl curves with relatively narrow error enve-lopes,whichcovertheperiodfromtodaybackto7,000BCand down to -13 m msl (fig. 8). The error band becomeswiderasmoresitesareconsidered,ascanbestbeseenfromtheN-Rügen/Hiddenseecurve(fig.8C).Forparticulartimeintervalsthediscriminationbetweendifferentfaciesallowsa very precise definition of rsl, whereas for other periodsdata are rare, especially between 2,000 BC and 1,000 AD,and the sl position remains rather vague. Periods fromwhichradiocarbondataarerareareoftenrelatedto lowersea level, which caused peat destruction. This conclusion,however, is weakened by the observation that many“in-tervalsoflowersealevel”detectedinthesedimentprofilesdonotcoverthesameperiods.Here,weabdicatefromtheidentification of uncertain periods of lower sea level andpresentmoregeneralizedrslenvelopes.

Incaseswheredatafromdifferentfaciesexist,theycanbecheckedagainsteachotherforreliability.Inthatwayitbecomes clear that the samples from Augustenhof (white

squaresinfig.8C)haveeitherbeeninfluencedbycompac-tion, or have accumulated in a water depth greater thanexpected,astheyplotsignificantlylower(0.4to0.7m)thanthewell-surveyedunderwaterfindsfromtheBreegerBod-den(bluecirclesinfig.8C)whichhavethesameage.Also,samples from different Körkwitz boreholes having similaragesdiffer in theirheightsbyabout0.3 toamaximumof0.7m(fig.8B),pointingtodifferentialupgrowth,auto-com-paction, desiccation, decomposition and/or the many oth-er processes which cause undulating matter accumulationandwavyisochronesinthecoastalmires.

Whencomparing the resulting rsl errorenvelopes fromallthreestudyareas,weseethatthesldevelopmentsshowsimilartrends(fig.8).Ateachsitetherapidslriseendedatabout5,500BC,althoughatdifferentmsldepths.Duringthesubsequentsldevelopment,whichwascharacterizedbyanoveralldecrease in rateof sl rise,non-eustaticmovementsbecamemoreimportantresultinginsignificantlyhigherpo-sitionsofslindexpointstowardsthenorthofthestudyarea.WhileatWismartheslhasbeencontinouslyrisingfromlow-erlevelsuptothepresentdayonRügenitreachedpresentmslalreadyabout3,000to2,500BC.Here,rslwasprobablytemporary higher to some (unknown) extent at 3,000 BC(cf.Kliewe/Janke1982),subsequentlyexperiencingaveryslow, long-lasting descent. In all study areas, conspicuoushintswerefoundthatatabout1,000ADtheslstartedrisingmorerapidlyagain(LateSubatlantictransgression,Lampe/Janke2004).ThisrenewedascentwasinterruptedduringtheLittleIceAge,whenaprominentblackpitchysoillayerwasformedinthecoastalmirescausedbydesiccationandpeatdegradation.ComparablelayersweredescribedfrommanysitesalongtheGermanandDanishNorthSeacoast(Freund/Streif1999,Gehrelsetal.2006)andindicatethattheLit-tleIceAgeslvariationwasawidespreadphenomenon.AtthesouthernBalticcoastitwasprobablytheonlysignificantoscillationthroughoutthelast5,000years.Forotherminorfluctuations,suchasduringtheBronzeAge,onlyvagueevi-denceexists,e.g.intheKörkwitzprofile,whereasecond,butlessdistinctiveblacklayerexists(Lampe/Janke2004).

Despitetheapparentresemblanceofthethreeslcurves,theydifferregularlyintheirage-depthrelations,indicatingalong-lastingmovementoftheEarth´scrustandimplyingisostatic movements in the absence of neotectonic move-ments.Inafirststepwehaveinvestigatedthesimilarityandpersistencyof the suspected total isostaticmovement.Thehydro-isostaticsubsidenceofthecoastalareacausedbytherising Littorina Sea is included in the total isostatic com-ponent,butcouldnotbedeterminedseparately.Weusedashorelinediagramwhichrelatesthemslvaluesofthethreerslcurvestoeachother.Theapproachrestsontheassump-tionthatinadeglacialsystemandunderinvariantgeologi-calconditions,theupliftingsitesrevealafixedrelationwhencomparingdistancesfromtheloadingcentreandupliftrates:thegreaterthedistance,thesmallertheuplift.Inthiswaycontemporaneousshorelinesatdifferentdistancesfromtheloading centre would be located on tilted isochrones run-ningradiallyfromtheloadingcentretotheformericesheetmargin.Thegradientoftheisolinesdecreaseswithdecreas-ingshorelineage.Theshorelinediagramapproachwasusedinmanywaystoinvestigatedifferentialcrustalmovements(e. g. Mörner 1976, Donner 1980, Kjemperud 1986). Due


no Lab code site, sample conv. bP calbC/Ad d13C msl lowl uppl facies dated material

1 kiA 22874 Redentin6 226 +/- 33 1721 +/- 71 AD -26.1 0.0 -0.5 0.1 telm indet mr

2 kiA 22873 Redentin6 490 +/- 23 1423 +/- 8 AD -25.9 -0.3 -0.5 0.1 telm indet mr

3 kiA 22875 Redentin6 535 +/- 23 1401 +/- 16 AD -26.1 0.2 -0.5 0.1 telm indet mr

4 kiA 19817 Rustwerder, Salzwiese 885 +/- 25 1126 +/- 60 AD -23.9 0.0 -0.5 0.1 telm mr (betula)



7 kiA 22876 Redentin6 1810 +/- 31 192 +/- 42 AD -22.5 -1.0 -0.5 0.1 telm seeds

8 kiA 22870 Redentin6 3664 +/- 80 2058 +/- 109 bC -28.2 -1.9 -0.5 0.1 telm indet mr




12 kiA 22866 Redentin6 4791 +/- 33 3587 +/- 44 bC -26.4 -3.2 -0.5 0.1 telm seeds

13 kiA 19320 Timmendorf-nordmole i * 5256 +/- 30 4086 +/- 75 bC -27.0 -2.8 -0.5 terr pole wood

14 kiA 16017 Timmendorf-nordmole i * 5280 +/- 35 4131 +/- 75 bC -30.7 -2.8 -0.5 terr wooden blade grip

15 kiA 20118 Timmendorf-nordmole i * 5293 +/- 32 4140 +/- 69 bC -25.9 -3.4 0.5 mar leister prong

16 kiA 19321 Timmendorf-nordmole i * 5301 +/- 27 4144 +/- 66 bC -27.8 -2.8 -0.5 terr pole wood



19 kiA 11620 Timmendorf-nordmole i * 5327 +/- 39 4158 +/- 71 bC -28.2 -3.4 0.5 mar logboat fragment

20 kiA 19322 Timmendorf-nordmole i * 5338 +/- 27 4163 +/- 69 bC -27.3 -2.8 -0.5 terr log



23 kiA 19319 Timmendorf-nordmole i * 5354 +/- 27 4179 +/- 74 bC -25.3 -2.8 -0.5 terr trunk wood

24 kiA 12476 Timmendorf-nordmole i * 5388 +/- 28 4279 +/- 36 bC -24.0 -3.4 0.5 mar logboat fragment


26 kiA 12475 Timmendorf-nordmole i * 5418 +/- 32 4294 +/- 31 bC -28.4 -3.7 0.5 mar bow fragment

27 kiA 19318 Timmendorf-nordmole i * 5427 +/- 27 4299 +/- 29 bC -23.6 -2.8 -0.5 terr trunk wood

28 kiA 16019 Timmendorf-nordmole i * 5443 +/- 36 4303 +/- 32 bC -28.9 -2.8 -0.5 terr wooden bowl

29 kiA 9499 Timmendorf-nordmole i * 5456 +/- 37 4308 +/- 34 bC -22.8 -3.5 0.5 mar Cervus bone



32 kiA 22798 Trollegrund * 5725 +/- 36 4583 +/- 57 bC -30.1 -1.3 -0.5 terr tree stump

33 kiA 20122 Timmendorf-nordmole i * 5785 +/- 30 4641 +/- 45 bC -30.2 -3.9 -0.5 terr mr (Corylus)


35 kiA 20431 Timmendorf-nordmole ii * 5966 +/- 42 4859 +/- 55 bC -25.0 -5.0 0.5 mar wooden post

36 kiA 20427 Timmendorf-nordmole ii * 6009 +/- 36 4904 +/- 48 bC -30.1 -5.0 0.5 mar fish trap

37 kiA 20127 Timmendorf-nordmole i * 6035 +/- 24 4937 +/- 40 bC -28.5 -3.9 -0.5 terr log

38 kiA 20428 Timmendorf-nordmole ii * 6054 +/- 31 4960 +/- 41 bC -28.0 -5.0 0.5 mar fish trap


40 kiA 24231 Timmendorf-nordmole ii * 6088 +/- 33 5007 +/- 43 bC -28.2 -5.4 0.5 mar leister prong

41 kiA 24230 Timmendorf-nordmole ii * 6108 +/- 35 5077 +/- 84 bC -33.3 -5.2 0.5 mar leister prong


43 kiA 24077 Timmendorf-nordmole ii * 6136 +/- 35 5107 +/- 77 bC -22.2 -5.2 0.5 mar Capreolus bone



46 kiA 22800 Timmendorf-nordmole ii * 6319 +/- 43 5295 +/- 50 bC -26.8 -5.0 -0.5 terr tree stump

47 kiA 22799 Timmendorf-nordmole ii * 6532 +/- 44 5506 +/- 29 bC -28.8 -5.0 -0.5 terr tree stump

48 kiA 19819 Rustwerder P5b1 6775 +/- 35 5681 +/- 27 bC -25.0 -7.3 -0.5 0.1 telm mr (betula)



51 kiA 18210 Jäckelgrund-Strand * 6882 +/- 33 5772 +/- 34 bC -28.0 -7.8 -0.5 terr tree stump

52 kiA 19242 Jäckelgrund-Orth * 6888 +/- 35 5779 +/- 38 bC -21.5 -6.6 -0.5 terr tree stump






58 kiA 19323 Jäckelgrund-Furt * 7022 +/- 33 5927 +/- 43 bC -25.2 -7.9 -0.5 terr tree stump

Tab. 3: Radiocarbon data from the Wismar Bight study area. For details and abbreviations see tab. 1.

Tab. 3: Radiokohlenstoffdatierungen aus dem Untersuchungsgebiet Wismar-Bucht. Für Details und Abkürzungen siehe Tab. 1.





62 kiA 23941 Jäkelberg-Huk * 7108 +/- 37 5979 +/- 41 bC -18.1 -8.5 -0.5 terr Esox bone











73 kiA 23940 Jäkelberg-Huk * 7239 +/- 37 6126 +/- 59 bC -20.7 -8.5 -0.5 terr mammalia bone


75 kiA 26007 Ellenbogen 5/10 7285 +/- 35 6151 +/- 50 bC -26.0 -11.0 -0.5 0.1 telm basal peat, bulk


77 kiA 23701 Jäkelberg-Huk * 7387 +/- 42 6289 +/- 56 bC -15.5 -8.5 -0.5 terr Esox bone

78 kiA 24223 Großes Tief-Ostufer * 7395 +/- 45 6294 +/- 57 bC -27.8 -9.8 -0.5 terr tree stump

79 kiA 23699 Jäkelberg-Huk * 7416 +/- 43 6308 +/- 53 bC -22.5 -8.5 -0.5 terr Cervus bone




83 kiA 23700 Jäkelberg-Huk * 7469 +/- 39 6337 +/- 58 bC -20.5 -8.5 -0.5 terr Capreolus bone




* data provided by landesamt für bodendenkmalpflege Mecklenburg-Vorpommern

to thegreatdistance to the loadingcentre inN-Swedenatabout64°N/22°E,here,onlythedifferentialradialdistancesbetween the centresof the studyareaswill be considered.Taking0kmforN-Rügen/Hiddensee,thedifferentialradialdistancetotheFischlandstudyareaamountsto55kmandto theWismar sites to115km.Fig. 9depicts the shorelinediagramwhichshows that during thepast 8,000years themovementofthethreesitesalwaysfollowedthesametrendsuggestingandconfirmingthatdifferentialblock-liketecton-ic movements between the sites occurred only to a minorextent,ifatall.

Inasecondstepwehavetriedtoestimatetheamountofabsolute isostatic uplift experienced at the different sites.Theestimationoftheisostaticcomponentofrslmovementis possibleusinggeophysicalmodels (Steffenet al. 2006),which require a knowledge of many parameters of theEarth’s interior and the (de-)glaciation history. An alter-nativeway is to compare the relative curveswitha curvefromanearbyareabelievedtobetectonicallyandisostati-cally stable. As the German North Sea coast was recentlyidentifiedasasubsidingregion(Vinketal.2007),thenear-est area suitable for comparison is the Belgian North Seacoast,whichissituatedonthemarginoftheBrabant-Lon-don Massif and has, therefore, experienced greater crustalstability. Of all available NW European rsl curves, it mayhave been least affected by isostatic movements, althoughthereisnoevidencethatisostaticsplayednorolehere.

The Belgian rsl curve published by Denys/Baeteman(1995) isgivenasanenvelopedepicting themaximal leveloflowestlocalmeanhighwater(MHW=uppermsllimit).

OriginallyrelatedtoT.A.W.(BelgianOrdnanceDatum),Ki-denetal.(2002)recalculatedtherslvaluestoN.A.P.(Nor-maalAmsterdamsPeil, ca. 0.1mabovemsl) andused thecurve to estimate differential isostatic and tectonic landmovements along the Belgian-Dutch North Sea coast. Themsl curve,however, could lieasmuchas2m lower thantheMHWcurveduetothetidalamplitude.Vinketal.(2007)madeanattempttoestimate‘absolute’mslfromtheoriginaldata of Denys/Baeteman (1995) depending on the indica-tivemeaningoftheslindexpoints.Usingthismethod,theBelgian“absolute”msl curve comes to lie somewhat lowerthanthatshowninfig.10.Duetolimiteddata,itcoversonlyatimespanfromabout9,500to5,500calBP.AnadditionalproblemisthatthetidalrangesalongtheBelgiancoasthavemostlikelychangedinthepast,inrelationtothefloodingoftheNorthSeaBasinandtheopeningoftheFrenchChannel.All thesepointsmake thecomparisonof theBalticSea rslcurveswith theupper limitofmslBelgian coastproblem-atic.Despitetheuncertaingeoidalchangeandthepotentialchangesofpasttidalamplitudeonformermsl,acomparisonwith the rsl curves from theNEGermanBaltic coastpro-videsprobablyabetterestimationof therangeof isostaticmovementof the studyareas thana comparisonwithanyotherrslcurveofNWEurope.

Due to therestricteddataavailable fromthesouthBal-tic coastal area, the comparison is restricted to the periodsince7,000BC(fig.10).Obviously,from7,000BCuntilabout3,500BC,theNEGermancurvesallplothigherthantheBel-giancurve.Sincethen,theWismarcurvetendstorunlower,althoughtheenvelopesdooverlapandthedifferencemay,


therefore,beinsignificant.TheFischlandcurveoverlapstheupperpartoftheBelgiancurve,butwithdecreasingagetakesonthesameheightinterval.TheN-Rügen/Hiddenseecurveclearlyplotsaboveallothercurves.Assumingacorrectnessofallcurvesfig.10showsthattheisostaticmovementrela-tive to the Belgian coast in the areas aroundWismar andFischlandhaspresentlymoreorlessceasedbutmostprob-ablycontinuesonRügen.FortheWismararea,aslightsub-sidencemightbespeculated,alsosuspectedbyLambecketal.(1998).AlthoughtheBelgiancurveendsatca.500AD,wecan extrapolate the long-term trend until today, as recon-structedformermovementscoincideadequatelywithrecenttidegaugemeasurements.Usingtheage/heightdifferencesbetween envelope mid-points allows the determination ofsmoothingfunctions,whichmakethemovementtendenciesclearer(fig.11).Theaccuracyofthisvisualization,however,isnotashighasitmighteasilybesuggestedbythesesimplelines. Fluctuations causedby sea level and/or local crustalmovementswithin theenvelopedareashave tobeconsid-ered,eveniftheycannotbedetectedaccurately.

8 summary and conclusions

Rsl curves established from regionally distributed datamightbe influencedbydifferential isostaticmovementsatthe sites sampled.Theconstructionof rsl curves for smallstudyareasmaycircumventthissourceofuncertaintybuthas to deal with the problem of less sites providing reli-able sl index points. In the uppermost several metres be-lowpresent-daymslbasalpeathasvery rarelydeveloped.Wehave thereforeusedcoastalmires for sampling,whichgrewinassociationwiththeslowlyrisingsealevelinloca-tions sheltered from strong waves and currents, i. e. par-ticularlyatlagoonalcoastsections.Itis,however,notcleartowhatextentthemireprofilesunderwent(auto-)compac-tion, so other sl indicators are always required for inde-pendentcross-checkandevaluation.

The three new rsl curves established along a gradientof recent rsl change along the NE German (Baltic) coast

ka AD

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

-8000 -7000 -6000 -5000 -4000 -3000 -2000 -1000 0 1000 2000

-14

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0

2

-8000 -7000 -6000 -5000 -4000 -3000 -2000 -1000 0 1000 2000

mmsl

mmsl

mmsl

A

B

C

0-1-2-3-4-5-6-7 1 2-8

0-1-2-3-4-5-6-7 1 2-8

0-1-2-3-4-5-6-7 1 2-8

Fig. 8: Rsl curves from A) Wismar (upper diagram, Lampe et al. 2005), B) Fischland (centre diagram) and C) N-Rügen/Hiddensee (lower diagram). Red triangles point to data from terrestrial deposits, blue circles to archaeologi-cal finds from marine nearshore deposits and black squares represent data from telmatic environments. White squares in the lower diagram (C) indicate the data from the Augustenhof site, which were influenced by compaction or where peat growth was independent from sl. Horizontal bars represent twofold standard deviation (2σ), vertical bars indicate estimated vertical error of sea-level position. For sample details see tab. 1–3. The error envelopes intentionally drawn according to time-depth-error bars indicate the interval in which the sl was most probably located.

Abb. 8: Relative Meeresspiegelkurven für A) Wismar (oberes Diagramm, Lampe et al. 2005), B) Fischland (mittleres Diagramm) und C) N-Rügen/Hiddensee (unteres Diagramm). Rote Dreiecke repräsentieren Daten aus terrestrischen Ablagerungen, blaue Kreise verweisen auf archäologische Fun-de aus flachmarinen Sedimenten und schwarze Quadrate stehen für Daten aus telmatischen Ablagerungen. Weiße Quadrate im unteren Diagramm (C) verweisen auf Daten von Augustenhof, für die ein Kompaktionseinfluss oder ein vom Meeresspiegel unabhängiges Torfwachstum angenommen werden muss. Die horizontalen Balken an den Symbolen repräsentieren die zweifa-che Standardabweichung (2σ) der Altersbestimmung, vertikale Balken den geschätzten Höhenfehler der Meeresspiegelposition. Für Detailangaben zu den Proben siehe Tab. 1–3. Die entsprechend der Zeit-Höhen-Fehler der Da-ten angenommene Hüllkurve gibt das Intervall wieder, in dem der Meeres-spiegel sich höchstwahrscheinlich befunden hat.

10

-2-3

-1

-4

-5

-6

120 100 80 60 40 20 0 km2

0

-2

-4

-6

-8

-10

-12

mmsl

Wismar FischlandN-Rügen/Hiddensee

Fig. 9: Shoreline diagram for the three study areas using the differential radial distances from the loading centre, with N-Rügen/Hiddensee at 0 km, Fischland at 55 km and Wismar at 115 km. The lines are isochrones reveal-ing the position of sea level at the three sites at given ages (in ka AD).

Abb. 9: Diagramm der Uferlinienverschiebung für die drei Untersuchungs-gebiete entsprechend der Differenzen ihrer radialen Distanz vom eisisosta-tischen Belastungszentrum, mit N-Rügen/Hiddensee bei 0 km, Fischland bei 55 km und Wismar bei 115 km. Die Linien stellen Isochronen dar, die die heutige Höhenposition der vormaligen Uferlinie (Alter angegeben in 1000 Jahren n. Chr.) in den drei Untersuchungsgebieten wiedergeben.


-14

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-8

-6

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0

2

-8000 -7000 -6000 -5000 -4000 -3000 -2000 -1000 0 1000 2000

mmsl

N-Rügen/Hiddensee

Fischland

Wismar

Belgian coast msl upper limit

ka AD

0-1-2-3-4-5-6-7 1 2-8

Fig. 10: Rsl curves of Wismar, Fischland and N-Rügen/Hiddensee in com-parison to the rsl error band of the Belgian coast (Denys/Baeteman 1995, Kiden et al. 2002).

Abb. 10: Die relativen Meeresspiegelkurven der Untersuchungsgebiete Wismar, Fischland und N-Rügen/Hiddensee im Vergleich mit der Hüllkurve des relativen Meeresspiegels an der belgischen Küste (Denys/Baeteman 1995, Kiden et al. 2002).

andinstudyareasoflimitedgeographicextentallbaseonacoastalmireprofileprovidingthemaincourseofrslriseduring thepast 6ka.Basalpeat sampleswereused to ex-tendthecurvestogreaterdepthandageor–togetherwitharchaeological finds and/or drowned tree stumps – forcompletion and reliability tests. From these curves someimportantconclusionscanbedrawn:

1. Dependingonthedeterminederrorrangeinageandverticalheightof thesamples, rsl curveswereconstructedas error bands. Due to the dispersion in both factors themeanaccuracyofasl indexpoint isnobetterthan±1mand±200a,i.e.small-scalesea-levelfluctuationscanhard-ly be detected. Dispersion is not apparent in single peatprofiles, although age inversions do sometimes occur.However,data fromdifferentprofiles locatedveryclose toeach other do show differences resulting from factors like(auto-)compaction, material redeposition, differential peataccumulationorerosionandthesecannotbeavoided.Theonlysmall-scaleslfluctuationdetectedinmanysinglepro-files is related to the Little Ice Age, but the extent of thewatertablefallisstillunknown.

2. The three curves are very similar in form, with asteepslascentendingatabout5,500BC.Afteratransitionperioduntilabout4,500BCwithdecreasingratesofslrise,the subsequent ratesalmost stabilised,albeit toadifferentextent.While inWismar the sl continued to rise, it stabi-lisedonRügenorevenfell.

3. A close comparison of the three curves shows thatthey differ from each other regularly, with deviations be-coming smaller with decreasing age. A shoreline diagramindicates that no significant tectonic events disturbed therelativemovementsbetween the three studyareas.Exceptfor someminor activities, neither the fault systems in thesubsoil nor the Permian salt deposits have apparently in-fluencedtheareasinvestigated.

4. Consequences of a sl retardation or fall should occurmostpronouncedlyonRügen,where thehigher rateof iso-staticrisewouldamplifythem.Viceversa,consequencesofaslrisewouldbeamplifiedinWismarbecausetheyarebackedbyaloworevennegativeisostaticmovement.Themostsuit-able sites to determine true sl fluctuations are sediment se-quences locatednear to the isostaticnull line,e.g. in thevi-cinityofFischland,GreifswaldandcentralUsedom(fig.1).

5. The comparison with a rsl curve from the Belgiancoast,whichisbelievedtobe tectonicallyand isostaticallymorestableandinfluencedpredominantlybytheeustaticslrise,allowsanestimationoftheisostaticcomponentalongtheBalticcoastrelativetotheBelgiancoast.ThesmootheddifferencesbetweentheBelgianandBalticrslcurvesshowanon-lineardecreaseduring thepast9ka. In theWismararea, isostaticriseendedatabout3kaBCandinvertedtoslow subsidence (fig. 11). In the Fischland area, isostaticmovement ceased ca. 1 to 0 ka BC and was replaced bya rather stable or indifferent behaviour. For the N-Rügen/Hiddensee study area, an ongoing slow uplift is still evi-dent. Further improvements in all rsl curves may slightlychange these estimations. For instance, changes regardingthe reliability of the error bands, the indicative meaningof the sl index points or the past Belgian tidal amplitudemay alter the course of the error bands and though therelation to each other. Therefore, we cannot finally statewhether theWismar area experiences a subsidence or thesame movement when compared with the Belgian coast.For such a conclusion further evidence is needed. The re-constructed movement trends, however, fit well with themovementsdeduced from recentmarine tidegaugemeas-urements.Inturn,thepastmotionsallowanextrapolationto the future.We conclude that isostatic movements will

mmsl

ka AD

6

5

4

3

2

1

0

-10-1-2-3-4-5-6-7

N-Rügen/Hiddensee

Fischland

Wismar

Fig. 11: Isostatic (or, more correct, non-eustatic) movements of the three study areas calculated by subtracting the error band mid-points of the Belgian rsl curve from those of the rsl curves of the study areas. Smoothing functions suggest a permanent decrease of the crustal movement rate at all sites with a transition to subsidence at Wismar (green), stable conditions at Fischland (red) and slight upheaval at Rügen (blue). Note that the time axis ends at 0 AD due to the period covered by the Belgian coast curve.

Abb. 11: Isostatische (oder, korrekter, nicht-eustatische) Bewegungen der drei Untersuchungsgebiete, berechnet durch Subtraktion der Hüllkurven-Mittelpunkte der belgischen relativen Meeressspiegelkurve von denen der relativen Meeressspiegelkurven der Untersuchungsgebiete. Die zugehörigen Ausgleichskurven deuten auf eine permanente Abnahme der Krustenbe-wegungsrate in den Untersuchungsgebieten hin mit einem Übergang zur Senkung in Wismar (grün), stabilen Bedingungen am Fischland (rot) und noch leichter Hebung auf Rügen (blau). Entsprechend dem von der belgi-schen Kurve abgedeckten Zeitintervall endet die Zeitachse bei 0 n. Chr.!


stillhaveasignificantinfluenceonfuturerslriseratesanditsrelatedcoastalmorphodynamics.

Acknowledgement

This study was possible due to the financial support pro-vided by the Deutsche Forschungsgemeinschaft, which isgratefullyacknowledged(FO488/1).Wethankallmembersof theSINCOSResearchGroup forvaluabledata anddis-cussions, and students and staff from Greifswald Univer-sity for their help in the field and laboratories. The paperbenefits from very helpful recommendations and correc-tionsoftwoanonymousreviewerswhicharegratefullyac-knowledged.

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iSSn 0424-7116

Late Quaternary morphodynamics in the Quebradade Purmamarca, nW Argentina

Jan-Hendrik May, Ramiro Daniel Soler

Abstract: Thisstudyaimstodocumentthegeomorphic,sedimentaryandpaleopedogenicarchivesintheQuebradadePurmamarca.Thepaleoenvironmental interpretation of these archives and the reconstruction of landscape evolution are mainly based on fieldobservationsandgeomorphologicalmapping(May2008).Aseriesofaggradationalterracesmostlyconsistingofcoarsedebris-flowdepositsarethemainfocusof this investigation.Whiletheassociatedcut-and-fillprocessesareprobablytheresultofaninterplaybetweenclimaticandtectoniccontrols,thedepositionoftheyoungestterracelevel(>150mthickness)maylikelybeattributedtoadropoftheperiglacialbeltofmorethan1000metersbelowitsmodernelevation.Forthetimeafterterraceac-cumulationhasceased,theinterpretationofalluvialfans,aeoliansandandawell-developedpaleosolpointstoLateQuaternaryhumiditychangesasan important controlon landscapeevolution.Themajorphaseofdowncuttingand incision significantlypostdates theendof terracedepositionandmayhavebeentriggeredbymarkedly increasedamountsofmonsoonalprecipita-tion.Finally,minorhumiditychangesofpossibleHoloceneageare indicatedbypaleopedogenicandgeomorphicobservationsonterracesurfacesandalongvalleyslopes.

(spätquartäre morphodynamik in der Quebrada de Purmamarca, nW Argentina)

Kurzfassung: ZieldieserArbeitistdieDokumentationgeomorphologischer,sedimentärerundpaläopedologischerArchiveinderQuebradadePurmamarca.DieInterpretationdieserArchiveinBezugaufdiePaläoumweltbedingungenbasierthauptsächlichaufFeldforschun-genundgeomorphologischerKartierung (May2008).EinenSchwerpunktdieserStudiebildeteineausgrobemMaterialaufge-schütteteTerrassenfolge.WährenddieErosions-undAkkumulationsprozessevermutlichaufdasZusammenspielklimatischerundtektonischerProzessezurückzuführensind,stehtdieAblagerungderjüngstenca.150mmächtigenTerrassenflächewohlinZusam-menhangmitdemAbsinkendesperiglazialenEinflussbereichesummehrals1000munterdieheutigeHöhenlage.NachdemEndederTerrassenschüttung,bietenvorallemSchwemmkegel,äolischeSandeundgutentwickeltePaläobödenwertvolleHinweiseaufdiedurchFeuchtigkeitsveränderungengesteuertespätglazialeLandschaftsentwicklung.DieHauptphasederEinschneidungdatiertumeinigesnachdemEndederTerrassenaufschüttungundwurdevermutlichdurcheineZunahmedermonsunalenNiederschlägegesteuert.AbschließendkonntendieAuswirkungenkleinerer,vermutlichholozänerSchwankungenderFeuchtigkeitsverhältnisseüberpaläopedologischeundgeomorphologischeBeobachtungenaufderTerrassenoberflächeunddenHängenbeschriebenwerden.

Keywords: Andes, landscape evolution, Late Quaternary, terraces, paleoenvironments

Addresses of authors:J.-H. May*, School of Earth and Environmental Sciences, University ofWollongong, 2522Wollongong NSW, Australia.E-Mail: [email protected]; Institute of Geography, University of Bern, Hallerstraße 12, CH-3012 Bern, Switzerland.E-Mail:[email protected];R. D. Soler,CNEA(ComisionNacionalEnergíaAtómica),AvenidaBolivia1235,4400Salta,Argen-tina.*corresponding author

1 introduction

TheAndeanrangesofNWArgentinaaresituatedbetweenthe high-altitude plateau of the Puna and the vast Chacolowlands,andarecharacterizedbysteepclimaticandtopo-graphic gradients. This makes them a highly dynamic ar-ea from geological, environmental and geomorphologicalperspectives.The thickand complex series ofTertiary andQuaternary depositional terraces and alluvial fans alongthe intramontane valleys of the Eastern Cordillera havedrawntheattentionofearlygeologists(Keidel1913;Kühn1924; De Ferraris 1940). Since then much research hasbeen directed towards a more detailed comprehension oflandscapeevolutionontheseCenozoic timescales,particu-larlywithregardtotherepeatedandoscillatoryfillingandexcavationoftheAndeanvalleysystemsinNWArgentinabyacomplexinterplayofclimateandtectonics(Kleinert&Strecker2001;Hilley&Strecker2005;Alonsoetal.2006; Strecker et al. 2007). In this context, the interac-

tionsandrelativeimportanceoftheclimaticversetectoniccontrols are a matter of ongoing debate and should varyon different timescales (Hilley & Strecker 2005). Conse-quently, increasing effort has recently been concentratedon the establishment of an absolute chronological frame-workfortheQuaternaryalluvialfansandvalleyfilldepos-its along intramontanevalley systemsof theQuebradadeToroandQuebradadeHumahuaca(Robinsonetal.2005;Sanchoetal.2008;Spencer&Robinson2008).

Giventhecrucialroleofclimateinlandscapeevolution,anumberofstudieshavebeenconcernedwiththereconstruc-tionofpaleoclimateandpaleoenvironmentsfromdifferentarchivesintheAndesofNWArgentinaovervariousQua-ternarytimescales.CyclicchangesinmoistureavailabilityinNWArgentinathroughouttheQuaternaryweresuggestedbytheinvestigationofloess-paleosol-sequencesintheTafívalley(Schellenberger,Heller&Veit2003;Kempetal.2004;Schellenberger2006;Schellenberger&Veit2006).Evidence forperiodsof increasedhumidity isprovidedby





thecoincidenceof landslidedepositsandlakedamminginvariousintramontanevalleysinNWArgentina(Trauthetal.2000;Bookhagen,Haselton&Trauth2001;Trauthetal.2003;Hermanns&Schellenberger2008),andmaycorrelatetoprominentlaketransgressionphasesontheBo-livian Altiplano during the last glacial cycle (Argollo &Mourguiart2000;Bakeretal.2001;Bakeretal.2001;Fritzetal.2004;Placzek,Quade&Patchett2006).Inhigherel-evations,mappingandmodellingeffortsonmainlyglacialbutalsoperiglacialarchiveshavedocumentedevidenceforseveretemperaturereductionsinNWArgentina,whichtrig-gered the decrease of vegetation belts and snowlines, andmultiple glacial advances in the Late Quaternary (Schä-

bitz1999;Zipprichetal.2000;Ahumada2002;Haselton,Hilley & Strecker 2002; Kull et al. 2003; Kull et al.2008).OnHolocenetimescales,theanalysisofsedimentaryandarchaeologicalarchivesalongtheQuebradadeHuma-huacaandintheEasternCordillerahasproducedmanifoldevidenceforvariationsinprecipitationamountsanddistri-butionwithamarkeddryphaseduringtheMid-Holoceneandthereturntomodern,semi-aridconditionswithin thelast2kaBP(Fernández1984;Alcalde&Kulemeyer1999;Kulemeyeretal.1999;Maasetal.1999;Kulemeyer2005;Yacobaccio&Morales2005;Lupoetal.2006).

Mostoftheseresultsarebasedonthedetailedanalysisofasinglearchiveorlocation.Onlyveryfewstudieshavefo-

Argentina

a)

5 km

Purmamarca2.250 m asl

Qu

eb

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um

ahuaca

1

b) 5.012 masl

2

4.577 m asl

4.376 m asl

3.905 m asl

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3

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F

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J45

1

6

Fig. 1: Overview of the study area. a) Location of the Quebrada de Purmamarca in South America. b) Geographic context and hillshaded topography of the study area (black line denotes catchment divides, grey lines are major streams, white lines are roads) including locations of sedimentary profiles (letters, see Fig. 3) and excavated pits (numbers, see Fig. 4).

Abb. 1: Überblick über das Untersuchungsgebiet. a) Lage der Quebrada de Purmamarca in Südamerika. b) Geographischer Kontext und Topographie des Untersuchungsgebietes (schwarze Linie kennzeichnet die Einzugsgebietgrenze, graue Linie kennzeichnet die Hauptgerinne, weisse Linie kennzeichnet Stras-sen) einschliesslich der Lage der Sedimentprofile (Buchstaben, siehe Abb. 3) und Bodenprofile (Nummern, siehe Abb. 4).


cusedonacomprehensivedocumentationandinterpretationoftheextensivegeomorphologicalrecords,whicharestoredinthelandscapeoftheintramontanebasinsinNWArgentina(Werner1984;Tchilinguirian&Pereyra2001;May2008).Consequently, relatively little is knownwith regard to therelativeimportanceofpaleoclimateandpaleoenvironmentalchanges,andtheirimprintsandcontrolsonlandscapeevolu-tionandgeomorphicprocessesoverdifferenttimescales.Animprovedunderstandingoflandformsandtheirevolutionatandbeyondcatchmentscaleisalsothebasefortheassess-ment and management of modern local geomorphic proc-esses. This is of particular importance in the Quebrada dePurmamarcaasakeylocationforintercontinentaltransport,tourismandculturalheritagethroughoutArgentina.

Thus, this study aims to i) document the geomorphic,sedimentaryandpaleopedogenic archives in theQuebradade Purmamarca, and ii) discuss their relative timing andpaleoenvironmental significance. Thereby, the study es-tablishesa frameworkof regional landscapeevolutionandcontributes to our understanding of the mechanisms andcontrols of geological, geomorphic and climatic changeover different Late Quaternary timescales in NW Argen-tina.

2 study Area

TheQuebradadePurmamarcaisa~380km2drainagebasinintheprovinceofJujuy,NWArgentina(Fig.1).Itislocat-edintheEasternCordilleraoftheAndes,whichformsthetransitionbetweenthehigh-altitudeplateauofthePunatothewest,andSubandeanRangesandChacolowlandtotheeast.Geologically, theEasternCordillera is an active fold-andthrustbelt (Mon&Salfity1995).Topographicrangesareusuallyassociatedwithhighangle thrust faults,whichare responsible for thedevelopmentof asymmetricvalleysalongthelinesofstructuralweakness(Igarzábal1991).Sev-eral superimposed Paleozoic and Mesozoic tectonic stagesare recognized,beforemajorupliftanddeformationof theAndeanorogenycommenced~10Maago,ultimatelyresult-inginthepresentstructuralandtopographicframeworkoftheEasternCordillera(Mon&Salfity1995;Salfityetal.1996;Kennan2000;Reynoldsetal.2000;Reynoldsetal.2001).Significantneotectonicevents,whichhavelocallyde-formedandthrustedQuaternarysediments,didprobablynotaffectNWArgentinasynchronously,butgenerallyoccurred>1 Ma ago throughout the Eastern Cordillera (Salfity etal.1984;Streckeretal.1989;Marrett&Strecker2000;Hilley&Strecker2005).Asanimportantfactorforlocalvariabilityoferosionalresistance,themainlithologiesintheQuebradadePurmamarcacomprisemoderatelysoftquartz-itic schists, phyllites and slates of thePrecambrianPunco-viscanaFormation,thehighlyresistantquartziticsandstonesandquartzitesoftheCambrianMesónGroup,andtheeas-ilyerodiblepelitesandgreywackesoftheOrdovicianSantaVictoriaGroup(Ramos,Turic&Zuzek1967;Turner1970;Amengual&Zanettini1974).

The regional climate of NW Argentina is mainly influ-encedbytropicalhumidairmassesofAtlanticorigin,whicharetransportedintotheareabytheSouthAmericanSummerMonsoon,accountingforthelargeseasonalitywithmostofthetotalannualprecipitationfallinginaustralsummer(Bi-

anchi&Yañez1992;Garreaud&Aceituno2007).Duetotopographicandrainshadoweffects,however,precipitationamountsmaysignificantlyvaryatregionalandlocalscales,andaverage96mmatthevillageofPurmamarca(Bianchi&Yañez1992;Endlicher1995;Soler2002).Temperaturesinthestudyareaareveryvariableandparticularlyathighelevations, the thermalamplitude showsvery strongdailyvariations.Consequently, theannualaverageheightof the0°C-isothermissubjecttoregionalandevenlocalvariationsandhasbeenestimatedbetween4500and5400masl,whiletheregionalannualtemperaturegradientsinNWArgentinaroughlyaverage0.5–0.6°C/100m(Prohaska1976;Ruthsatz1977;Fox&Strecker1991).

Under these environmental conditions modern pedo-genesisisrelativelyweak,leadingtotheformationofthinAh-horizons and carbonate accumulation in the subsoil asthedominantpedogenicprocesses(Werner1971;Ruthsatz1977).Mostother,moreintensivelydevelopedsoilhorizonsareprobablyrelicsofwetterpastclimaticconditions(Krisl1999). The morphodynamic situation in the Quebrada dePurmamarcaisdominatedbystrongbadlandformationandgullyingalongandupthevalleyslopes,havingledtoflood-plainaggradationandintensedebrisflowdynamicsoverthelastdecades(Becker1966;Aguero1986;Chayle&Wayne1995;Cencetti,Rivelli&Tacconi2006).Throughout theentireQuebradadeHumahuacadrainagebasin,humanim-pacthaslikelyenhancedthedegradationofvegetationcoverand slopes sinceat least two thousandyears (GarcíaCo-dronetal.1999;Lupoetal.2006).

3 methods

The major part of this study is based on the documenta-tionofgeomorphologicalandsedimentologicalfieldwork,whichwascarriedoutbetweenMarchandJune2001.Geo-morphological field work encompassed the thorough andGPS aided mapping of landforms and processes in all ac-cessible parts of the catchment. In combination with re-mote sensing data, this information was subsequentlycompiledandillustratedinageomorphologicalmapoftheQuebradadePurmamarca(May2008).

Sedimentologicaldescriptionandtheclassificationofthemostly coarse-grained valley fill deposits in the QuebradadePurmamarcawerepredominantlybasedonexistingap-proachesby(Nemec&Steel1984;Milana1994;Miall1996;Nemec&Kazanci1999),resultinginthedifferentiationofsixdifferentsedimentaryfacies(Table1).Sedimentarypro-filesofterraceandalluvialfanoutcropswereestablishedat13 different locations along gully walls. Plant remains ex-tracted from one profile were dated by AMS radiocarbondatingattheUniversityofKiel,Germany(codeKIA17090).

At12 locationsexcavatedpitsandoutcropsweredocu-mentedontopoftheterraceandalluvialfansurfacesinor-dertogaininformationonsoils,paleosolsandcoverdepos-its.ThefielddocumentationofthesepitswasbasedonFAOguidelines(FAO2006),andthepresenceofCaCO3wastest-edwith10%HCl.Finally,thinsectionsfromcarbonateandsandcrustsweretaken.TheirmicromorphologicalanalysisfocussedonpaleopedologicalfeaturesandtheinterpretationofgeneticprocessesofsoilformationfollowingFitzPatrick(1993)andWilson&Nettleton(2009).


4 results

4. 1 Geomorphological context and landforms

Three contrasting geomorphological zones are generallydistinguished throughout the Eastern Cordillera and dif-ferconsiderablywithregardtotheirrelief, i.e. topographyandaltitude(Fig.2a).Eachzonecomprisesatypicalsuiteofgenetic landforms and geomorphic processes (SEGEMAR-ITGE1998;Tchilinguirian&Pereyra2001;May2008).

i)Thehighestpartsofthestudyareaabove~4400–4500masl are characterized by steep, straight to concave slopesof 25°–40°, locally up to 50° inclination, covered by longtongues of rock debris of different colours and lithologiesextending downslope from crests, cliffs and ridges. Theseobservations indicate active and intense production offrost debris and effective downslope transport by shallowsolifluction processes, pointing to the presence of perma-frost and frequent (daily to seasonal) freeze-thaw cycles.Solifluction lobes were observed in the study area downto~4000–4100masl,wheretheyarepartiallystabilizedbyvegetation. Their lower limit typically represents a transi-tional beltcharacterizedby thediscontinuous and spatial-ly variable occurrence of freeze-thaw related active proc-esses.Thus,over longer timescales,dominantcryogenicorperiglacial processes are responsible for the formation ofthe gentle, rectilinear to convexo-concavo debris-mantledslopes of markedly smooth morphology, which character-izemountaintopsandmountainchainsintheupperstudyarea and are referred to as ‘Glatthang’ (glatt = smooth,hang=slope)intheGermanliterature(Fig.2a;Hagedorn1970; Stingl & Garleff 1983; Abraham deVazquez etal.2000;Ahumada2002).IntheQuebradadePurmamarca,the lower limit of this type of periglacial slope morphol-ogyvaries to someextent, e.g. due todissectionbyongo-ing erosional processes, but reaches well below the limitof active periglacial processes to an elevation of 3300 masl (Fig.2a).Asexposedalongseveralroadcuts, thedebriscovering the slopesabove~3300masl is composedof an-gular clasts but varies considerably in thickness from fewdecimetersto>10m.Thesedimentsshowaclearstratifica-tion of relatively fine clasts of the underlying dark greyPrecambrian schist at the base, and several subhorizontallayersofcoarse,poorlysortedandangularclastsofmainlyCambrianquartziteswhicharesupportedbyafine-grainedmatrix(Fig.2b).

Theexposedinternalarchitectureofslopesediments likelyreflectsi)theonsetofdominantpermafrostconditionswithintensified mechanical weathering of autochthonous (Pre-cambrian)lithologies,andii)thesuccessivedownslopetrans-portandlayereddepositionofallochthonousfrostdebris(ofCambrian lithologies) by solifluction processes, eventuallysmootheningapre-existingtopography,whichhadformedduringaprecedingphaseofenhancedfluvialprocesses.Themarked dominance of Cambrian quarzitic lithologies overPrecambrianschistsandphyllitesresults fromtheirhigherresistivityagainstcryogenicweathering(e.g.frostcracking)and predisposition for the production of frost debris, alsoimplyingtheirpreferentialpreservationinthesedimentaryrecord.Thelowermostevidenceforpastperiglacialprocess-es in the study area are asymmetrically developed slopes,whichcharacterizethedrainagechannelsontopofthehigh-er,olderterracesegmentsandreflectpreferentialsolifluctionprocessesalongthenorth-exposedslopesastheresultofpastperiglacialprocessesdownto~3100masl(May2002).

ii)Thetransitionbetweentheuppercatchmentofpredom-inantlyperiglacialgeomorphologyandthevalleysischarac-terizedbystraighttoconvexslopesegments(Fig.2a).Mostof theseslopesbetween~2600and3800maslarestronglydissectedbyparallelandcloselyspacedsingle-branchedrillsandgulliesofvariabledepth.Aknickpointmarkstheirups-lopeinitiationandactivelyongoingheadwardgrowth.Itco-incideswiththetransitionfromconvexanddebris-coveredperiglacial mountain tops described above to the steeper,straight slope segmentswhereoverlandflowconcentrates.Mostofthesechannelshaveadjustedtoinactiveterracesur-faces,andonlya fewlargerchannelsdrainonto themod-ernfloodplain.Theonsetofslopedissectionshouldthereforepostdateterracedepositionandmayhavecommencedsyn-chronouslywithterraceincisionanddegradation.Thehighintensityofslopedissectionobservedtodayispossiblyam-plifiedbygrazinganddegradationofvegetationleadingtoanadditionalincreaseinsurfacerunoff,gullyingandsignifi-cantcontributionsofsedimenttothevalleyfloors(Aguero1986;Cencetti,Rivelli&Tacconi2006).Inaddition,sever-allandslidesofupto0.07km2weremappedalongthelowervalleyslopesbothwithin the terracedepositsandbedrock(Fig.2c;May2002).Someofthelandslidesarepartlyburiedbymodernfloodplaindepositsandmusthaveformedwithinanoversteepenedvalley,whichwasprobablycreatedinre-lationtorapidandprofoundincisionprecedingtheonsetofrenewedfloodplainaggradation.

Fig. 2: Major landforms, sedimentary and pedogenic features of the Quebrada de Purmamarca (see text for details). a) Altitudinal zonation of periglacial topography (I), slope segments (II) and depositional landforms (III) such as alluvial fan generations A1 and A2, and terrace T3. b) Exposed periglacial slope deposits filling a paleovalley (note person for scale). c) Landslide deposit (circle) and the corresponding scar (line). d) Typical association of badlands, colluvial slopes and A3 alluvial fans along the terrace T3. e) Pinkish terrace sediments of T3 terrace overlain by grey alluvial fan sediments of A1 genera-tion; note the carbonate horizons characterizing the upper most meters. f) Reddish, clay-rich paleosol which has formed in the uppermost T3 sediments and divides terrace from alluvial fan sediments of generation A1. g) Clayey to silty lacustrine rhythmites intercalated within T3 sediments. h) Partly eroded segment of sandy cover deposits on top of terrace T3; note inclination towards the incised stream channel.

Abb. 2: Wesentliche Formen, sedimentäre und pedogene Befunde der Quebrada de Purmamarca (siehe Text für Details). a) Höhenzone periglazialer To-pographie (I), Hangsegmente (II) und Ablagerungsformen (III), z.B. Schwemmfächergenerationen A1 und A2, sowie Terrasse T3. b) Aufgeschlossene peri-glaziale Hangsedimente, die ein Paläotälchen auffüllen (man beachte die Person als Massstab). c) Hangrutsch (Kreis) und die dazugehörige Abrisskante (Linie). d) Typische Vergesellschaftung von Badlands, Hangschuttkegeln und A3 Schwemmfächern entlang der T3 Terrasse. e) Rosafarbene Sedimente der T3 Terrasse, die von grauen Sedimenten der A1 Schwemmfächergeneration überlagert werden; man beachte die Karbonatanreicherungshorizonte, welche die oberen Meter characterisieren. f) Roter, tonangereicherter Paläoboden, der sich in den obersten T3 Sedimenten ausgebildet hat und Terrassensedimente von A1 Schwemmfächersedimenten trennt. g) Tonig-schluffige Rhythmite, die in T3 Sedimente eingelagert sind. h) Teilweise erodiertes Segment eines sandigen Decksedimentes auf der Oberfläche der T3 Terrasse; man beachte die leichte Neigung hin zum eingeschnittenen Gerinne.



iii) Several depositional landforms including alluvialfans,terracesandcolluvialdebrisconesconstitutethetran-sition from the slope segments to past and present flood-plains. Three different generations of alluvial fans haveformed at the toes of the larger slope channels and weredistinguishedinthestudyareabasedontheir topographicand morphological characteristics (May 2008). The oldestgeneration A1 comprises clearly inactive and frequentlydissected alluvial fans of different sizes adjusted to inac-tiveterracesurfaces(Fig.2a).Asevidentfromsurfacetex-ture, color and debris flow levees, depositional processesarestillactiveonalluvialfansofthesecondgenerationA2(Fig. 2a). However, erosional scarps along the fan toes in-dicate that the main phase of their construction was in-terruptedat leastoncebythedominanceoffloodplainac-tivity over alluvial debris flow processes on the fans. TheinitiationofalluvialfandepositionofA1andA2fansmayhave commenced synchronously while retrocedent inci-sionprogressedup thevalley, lowering thebase-level andultimately leading to the inactivityanddissectionofmostA1fans.A3generationfansarerelativelysmall landformswhich actively contribute sediment onto the modern val-leyfloorpredominantlybydebrisflowprocesses(Fig.2d).

The most characteristic landforms in the Quebrada dePurmamarcaarethreewell-preservedlevelsofdepositionalterraces(May2008).ThetwohigherlevelsT1andT2,whichhavepreservedonlyatone location in the studyarea,are

inclined~5.5–7°towardstheESE.Segmentsofthelowerter-racelevelT3withanaverageelevationof~90mabovethevalleyfloorandmeaninclinationsof~3–5°havepreservedat several locations and can be topographically correlatedtoeachother(Tchilinguirian&Pereyra2001;May2002).Upto40mdeepv-shapedvalleyshaveincisedintotheter-race levels T1 and T2. Their asymmetrical cross-sectionsmostlikelyowetosubsequentreshapingbyperiglacialpro-cesses. In contrast, the surfaceof terraceT3 showsdissec-tionbynarrow,meanderingchannelsofupto~15mdepthimplyingarelativelyyoungerosionalhistorycomparedtotheolderterracelevels.Alongtheterracerimstheformationofwell-developedbadlands includesavarietyof erosionallandformssuchasearthpyramidsandorganpipesandisre-latedtotheremovementoffinerparticlesfromtheunconsol-idatedterracedepositsbywashandsheetflowprocessesdur-ingstrongprecipitationevents(Kühn1924;Fochler-Hauke1952;Becker1966).Laterallycontinuous,concaveslopesof~35°–45°inclinationhaveformedatthetransitionbetweenthebadlandsand themodernfloodplain (Fig. 2d), andareinterpreted as colluvial debris cones or slopes formed bygravitationalprocesses.Attheirtoes,thesecolluvialdepos-itsshowapronouncedscarpofseveralmetersheight,likelyresultingfromlateralerosionunderconditionsofenhancedfloodplainactivity.Today,thesedebrisconesaremostlyin-activefeaturescoveredbyvegetationandactivelydissectedbygullies,whichdischargeintoA-3alluvialfans.

Table 1 : Summary of lithofacies classification and interpretation for the sedimentary profiles in the Quebrada de Purmamarca (see Fig. 3 and text for details).

Tabelle 1: Zusammenfassung der Klassifizierung der Lithofazies und deren Interpretation für die Sedimentprofile in der Quebrada de Purmamarca (siehe Abb. 3 und Text für Details).

name matrix Ø Event Clast max [cm] Clast Ø Clast shapes other interpretation

D1 + 150 80–120 10–20 subang. – subrd. - Debris-flow (~mud Flow)

d2 - 150 100 10–20 subangular Coarsening up Debris-flow

d2X - > 200 150–200 30–50 angular – subang. rock avalanche (?)

d3 - 100 30 15–20 ang. – subang. Debris-flow (~Grain Flow)

d4 - < 100 5–10 5–7 subang. – round. Fining up water-laid sheet flow ??

F / < 100 Cobbles 1–5 subang. – round. Fining up Fluvial

L / < 100 Clay - sand - - Coarsening up lacustrine

4. 2 sedimentology and stratigraphy of valley fills

Most exposed Quaternary terrace and fan deposits in theEasternCordilleraofNWArgentinaaresummarizedwithinthe‘Purmamarca’and‘Maimará’Formations(Ramos,Turic& Zuzek 1967;Turner 1970; Salfity et al. 1984; SEGE-MAR-ITGE1998).Dominantsedimentsarelooselyclassifiedas coarse clastics (Fochler-Hauke1952;Viers1967;Wer-ner1984;May2008),butwerealsoreferredtoasfanglomer-ates(Ramos,Turic&Zuzek1967;Amengual&Zanettini1974)orconglomerates(Kühn1924;SEGEMAR-ITGE1998;Robinsonetal.2005;Sanchoetal.2008).IntheQuebradade Purmamarca the sediments building the higher terracelevelsT1andT2arenotaswellexposed,butseemtoexhibitamorecomplexinternalsedimentaryarchitecture,possiblyas theresultof repeatederosionalanddepositionalcycles.In contrast, vertical exposures of >100mheight along therimsofterracelevelT3andalluvialfangenerationA1pres-

entsedimentaryevidenceforthedepositionalprocessesre-sponsiblefortheirconstruction(Fig.2e,f,h).Sevenlithofa-ciesweredistinguished(May2002),mainlybasedoncriteriaused inexistingclassificationsforalluvial fanandbraidedriversediments(Table1;Nemec&Steel1984;Table1;Blair&McPherson1994;Milana1994;Miall1996).

Mostofthesedimentsinvolved(Table1:D1–4)canbeattributedtonon-erosivedebrisfloweventsorhyperconcen-tratedflowstypicalforproximaltomedialalluvialfanen-vironments(Lowe1979;Costa1984;Blair&McPherson1994).Owingtomaximumclastsizesofupto200cmandthicknessesof>200cm,D2Xsedimentscouldalternativelybeinterpretedastheresultofrockslidesorrockavalancheeventscommonlyobservedinproximalalluvialfansettings(Blair&McPherson1994).Locally,debrisflowsedimentsareintercalatedwiththinlayersoffluvialsandsorpebblesindicating reworkingprocesseson thefloodplain.At somelocations,however,fluvialsedimentscanreachthicknesses


ofseveralmetersandareoftenassociatedwithsiltsandclaysoflacustrineorigin(Table1:F,L).Thelacustrinesedimentsfrequentlycontainlaminatedrhythmitesofhighlyvariablethickness and thereby reflect strong seasonal and interan-nualchanges indischargeandsediment input toperennialshallowlakeswhichmusthaveexistedforseveralyearstomore than decades (Fig. 2g). In combination, these fluvialandlacustrinesedimentsreflectlocallow-energydepositionwithinanotherwisehigh-energysedimentaryenvironment(Harvey1997).

From the stratigraphical association of the documentedprofiles a pronounced paleotopography must have formedthe base for the deposition of terraceT3 as some profilesrest unconformably on bedrock while others do not havetheir base exposed.That implies that the lastmajor phaseof erosion and downcutting must have incised to a levelbelow thepresentvalleyfloor, and theapproximate thick-ness of valley fill below the modern floodplain has beenestimatedto30–40mbasedongeophysicalreconnaissance(personalcommunicationR.Kleine-Hering).

Overallcomparisonoftheprofilesrevealstwosedimen-tary units of different colours which are assumed to re-flectdifferencesinlithologicalcomposition(Fig.2e,3).Thelower sedimentary unit (unit I) appears greyish-pinkish(Fig. 2e&f;Munsell 5YR6/3) inall theprofiles throughoutthe study area pointing to a large, common and constantcatchmentwithhighyieldsofpinkishCambrianquarzites,possibly as the result of extensive production of frost de-bris. Although both units are characterized by commonsedimentary patterns and lithofacies, the upper sedimen-tary unit (unit II) varies in colour from profile to profile

reflecting alluvial deposition of lithologies originatingfrommuchsmaller, localcatchments.Basedontopograph-ic and geomorphological mapping (May 2008), the unit Ican be attributed to the basin-wide deposition of terraceT3,whereasunitIIrepresentsthedepositionofalluvialfangenerationA1fromdifferentsmallercatchmentareas.

Fluvial and lacustrine sediments are restricted tounit Iandtheinterfacebetweentheunits.Theymaybeinterpret-edastheresultofreducedfloodplainactivityandblockingbylateralsedimentinputsuchasdebrisflowsorlandslides(Costa & Schuster 1988), but no landslide or other sig-nificantdepositshavebeenfoundincloseassociationwiththelacustrinedeposits.Thelocaloccurrenceoflow-energyenvironments is characteristic for debris flow controlledfloodplains (Harvey 1997). Synchronous and catchment-wideoccurrenceof low-energy environments could there-fore point to a temporal decrease in debris-flow frequen-cies resulting from subtle shifts with regard to dischargeand sediment supplies. Between adjacent profiles, litho-facies L and F are frequently found at similar elevationsabove the modern floodplain and can stratigraphically becorrelated (Fig. 3), suggesting the occurrence of at leasttwointervalsofenhancedconditionsforlow-energydepo-sition within the overall deposition of theT3 terrace. Im-portantly,fluvialandlacustrinesedimentsseparatethetwosedimentary units at several localities, thereby announc-ing a marked change in hydrological conditions and/orsediment supplies morphologically reflected by the switchfromterraceT3deposition towardsalluvial fangenerationA1. This change is roughly dated by a single radiocarbondateof49550±1700uncalibrated14CyearsBP,whichwas

?

Legend

D2

D2X

D3

D1

DF

F

L

Bedrock

Cover Deposit or Soil

Alluvial Fan A1

Terrace T3

0 4 8 12 16

2400

2600

2800

3000

3200M

L K

F

I

HG

AB

C D E

Ele

vati

on

[masl]

Quebrada de Purmamarca b)a)

3070

3100

3150

M

3010

L

3100

3050

2980

3000

K

3100

3050

2850

2900

J

2790

2850

I

2900

2800

2640

2650

2700

H

2750

2800

2570

2600

2650

2700

2760

G

2750

2500

2450

E

2550

2390

2400

2500

D

2550

2450

2410

2450

2500

C

2450

2420

B

2380

2450

2500

2400

A

Ele

va

tio

n[m

asl]

Distance downstream [km]

Terrace T3

Alluvial Fan A1

Not exposed / Bedrock

2630

2650

2750

F

2700

Fig. 3: Sedimentary profiles along the Quebrada de Purmamarca. a) Location along a longitudinal stream profile. b) Detailed sedimentary profiles and cor-relation (grey) of intercalated fine-grained sediments between adjacent profiles; the circle marks the 14C-age of 49550 ± 1700 yr BP and letters refer to the profile locations in Fig. 1.

Abb. 3: Sedimentprofile entlang der Quebrada de Purmamarca. a) Lage entlang des Längsprofiles. b) Detaillierte Sedimentprofile und Korrelation (grau) der eingeschalteten Feinlagen zwischen den benachbarten Profilen; der Kreis kennzeichnet das 14C-Alter von 49550 ± 1700 yr BP und Buchstaben beziehen sich auf die Lage der Profile in Abb. 1.


obtained by AMS dating of plant remains extracted fromlacustrinesedimentsintheuppercatchment(May2002).

4.3 Paleosols and cover deposits

Varying with topographical setting, underlying lithologiesandmicroclimaticconditions,themodernsurfacesoilswith-inthestudyareaareusuallyveryshallow,andweaklyde-velopedsoils.Theassociatedpedogenicprocessesrangefrominitialcalcreteformation(powdercalcrete)onPrecambrianphyllites in the lower and drier catchment to rubeficationandoxidationwithinthedebriscoveredslopesofthehighercatchment(May2002).Atseverallocalities,20–40cmthickandreddishhorizonsofelevatedclaycontentwereobservedwithinthecoarseclasticterracedepositsandinterpretedasBvhorizonsofwelldevelopedcambisols.Sometimes, thesehorizonsshowmacroscopicclaycoatingsandtherebyclas-sifyasBthorizonsofluvisols.Bothhorizonsareindicativeof advanced pedogenesis and were observed exclusivelyon terraces surfaces (Werner 1971, 1984;Tchilinguirian&Pereyra2001).However,theseBtorBvhorizonsarefre-quentlytruncatedbyerosionordeflationandformationofdesertpavements(Fig.2f,4),orwereburiedbydepositionofclasticsedimentssuchasthedebrisflowdepositsofalluvialfangenerationA1(Fig.2f).Inbothcases,theirrelictorfossilcharacter likely reflects increasedgeomorphic stabilityun-der significantly more humid environmental conditions inthepast.

Frequently, the terrace surfacesaredirectlyoverlainbya layer of sandy deposits of marked erosional resistivitywhich traces a pre-existing topography (Fig. 2h) and hasnotbeenfoundanywherebelowtheterracelevel.Atsomelocations, these deposits are buried by prograding alluvialfan deposits (Fig. 4). The sand deposits show no apparentinternal stratification and can reach thicknesses of severalmeters. They are predominantly composed of cementedfinetomediumsandandcontainfloatingclastsofvariousgrainsizesupto~15cm.Theirhighestthicknessisreachedin topographically protected settings below rims or chan-nel banks or along east exposed slopes, probably pointingto their aeolian origin. In thin section, the sand crust ex-

hibitsaclastsupportedfabricofsubangulartosubroundedclasts, well sorted fine and middle sand (Fig. 5a). Severalsubangular larger clasts and rock fragments are supportedbythesandmass.Thesampleshowsmanylargerporespac-es.Smallamountsofcryptocrystallineorangematrixmate-rial canbeobservedbetween the clasts, possibly resultingfrom a weak illuviation of hematite-rich clays. Based ontheirtopographicsettingandtheirmacroscopicandmicro-scopic sedimentary characteristics these sand crusts maybe interpreted as fluvio-aeolian cover sands subsequentlyhardenedbydesiccation.

SeveraltypesofrelictsoilhorizonswithparticularlyhighCaCO3contentofupto60%havebeendocumentedinthestudy area. Most of these horizons are cemented and cantherebybeclassifiedascalcretes (Goudie1983;Wright&Tucker1991).Particularlyonthehigherterrace levels (T1andT2) theyaredevelopedas thickhardpancalcretesandshouldbeassociatedwith the truncationofa former,welldevelopedpaleosol.Micromorphologicalanalysisofahard-pancalcreteontopofterraceT2showsfewrockclastsandwell-roundedmineralfragmentssupportedbyalightcryp-tocrystalline carbonate matrix pointing to a mature stageof carbonatization (Fig. 5a). The very fine and dense ma-trix is interspersed with particularly rounded and smoothvoidsandfissuresindicatingsubsequentsolutionprocessesandkarstification.Frequently,thevoidsaresurroundedbyspheresofdarkmottlesinterpretedastheresultfromman-ganese precipitation, possibly in relation to increased wa-tersaturationandcarbonatesolution.Voidsandfissuresarepartlyfilledbyawhitish,moderatelyfinecarbonatematrix(crystallaria).Theseresultspointtoalongphaseofcarbona-tizationwhichwas interruptedbyaphaseof solutionandhydromorphy before returning to ongoing carbonatizationundercurrentconditions.

Inaddition,stackedandpartlycementedcalcretehorizonsare frequently exposed along the rims of A1 alluvial fanswhere they have formed within clastic debris flow depos-itsofdominantlyPrecambrianphyllitelithologies(Fig.2e).Giventhisapparentrelationtolithology,carbonatemaybethe product of phyllite weathering and reprecipitation ofcarbonate saturated interflowwithin the inclinedand lay-

1.a 1.b 1.c 1.d 1.e 2.a 2.b 3.a 3.b 4 5 6

0

20

40

60

80

100

120

Depth

[cm

]

Debris-Flow Deposit Paleosol(Luvisol / Cambisol)

Calcrete /Carbonate Crust

Cover Deposit /Sand Crust

Carbonate Horizon Desert PavementVegetation Cover

Surface Erosion

Legend

Thin Section(Fig. 5)

Terrace

Alluvial Fan A1

Fig. 4: Summary of the excavated pits and exposures on terrace and alluvial fan surfaces (numbers refer to the profile locations in Fig. 1).

Abb. 4: Zusammenfassung der Profile und Aufschlüsse auf Terrassen- und Schwemmfächeroberflächen (Nummern beziehen sich auf die Lage der Profile in Abb. 1).


Fig. 5: Micromorphological thin sections of sandy cover deposit (a) and calcretes (b-d). V – void, A – argillans, CM – carbonate matrix, Mn – manganese mottles, Ch – charcoal / organic material, L – laminar coating (black boxes in upper left corner denote sample location in Fig. 4).

Abb. 5: Mikromorphologische Dünnschliffe der sandigen Decksedimente (a) und Kalkkrusten (b-d). V – Pore, A – Toncutane, CM – Karbonatische Matrix, Mn – Manganfleckung, Ch – Kohlepartikel / Organik, L – laminare Überzüge (schwarze Kästchen in Ecke linksoben kennzeichnet die Lage der Proben in Abb. 4).

eredfansediments,asobservedundermodernenvironmen-talconditions(Werner1971;Scheffer&Schachtschabel2002). In this context, partly cemented calcrete horizonswereinfrequentlyobservedontheT3terracesurfaceasso-ciatedtolinesofdrainagesuchasgullies(Fig.4).Thethinsectionsofthesecalcretesshowadense,darkandcryptoc-rystallinecarbonaticmatrixinterspersedwithseveralcracksandcontainingabundantangulartolittleroundedrockandmineralfragmentsastypicalformoderatelydevelopedcal-cretes(Wright&Tucker1991).Partly,welldevelopedor-ange coloured argillans have formed along the voids andcrackwalls.Generally,theseargillans,butalsopartsofthedarkcarbonaticmatrix,aresplitintofragments,partlyfillingthecracks.Otherwise,a lightercarbonaticmatrix is form-ingwithinthevoidsandcracks,mantlingrockandmineralfragmentsaswellasfragmentsofthedarkmatrix,andform-inglaminaearoundthelargerrockclasts.Multipleopaquedotsmaybeinterpretedascharcoaland/ororganicmaterial.Basedontheseobservations,carbonatizationhastakenplaceinatleasttwodistinctphasesandwaslocallyinterruptedbyclayilluviationandanintervalofsubsequentfragmentationpossiblyrelatedtodesiccation.

5 discussion

The results from the geomorphological, sedimentary andpaleopedologicalanalysisandobservationintheQuebradade Purmamarca are summarized in Fig. 6. They form the

base for the reconstruction of a regional Late Quaternarylandscapeevolutionandtheirpaleoenvironmentalinterpre-tation.Landscapeevolutionandthediscussionofcausesforgeomorphicchangeare tentativelydivided into twodiffer-enttimescales:i)longer-termchangesexpressedbydifferentterracelevelsandcorrespondingtocut-and-fillcycleslikelydrivenbycomplexclimateandtectonicinteractions,andii)short-tomedium-termclimateandenvironmentalchangesleadingtosubsequentterraceincision,depositionofalluvialfangenerations,colluvialdebriscones,andtheformationofpaleosolsandcoverdeposits.

i)Threedistinctlevelsofdepositionalterracesweredocu-mentedintheQuebradadePurmamarca.Depositionalter-raceshavebeen reported from several sites in theEasternCordilleraofNWArgentinaandreflectrepeatedcyclesofal-ternatingerosionandaggradation(Hilley&Strecker2005).Two major regional terrace levels were reported byTchi-linguirian&Pereyra(2001)alongthewesternsideoftheQuebradadeHumahuaca,thelowerbeingequaltolevelT3,andthehigherlikelycorrespondingtotheterracelevelsT1andT2intheQuebradadePurmamaca.Fourmaindeposi-tionalterracelevelswereexaminedandsampledbyRobin-sonetal.(2004)attheRíodelaHuertaalongtheeasternside of the Quebrada de Humahuaca, whereas only threemajorterracelevelsweremappedbyWerner(1984)atthesamesite.UptosixdepositionallevelsweredistinguishedattheTilcarafan(Azarevichetal.1999;Sanchoetal.2008).Thus,thetopographiccorrelationoftheterracesprovesdif-


? ?

?

?

?

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?

50

ka

Ta

uc

a*

Mid

-Ho

loc

en

e*

TIME

Lateral Erosion

Valley Fill (Terrace 1)



Erosion / Incision

Erosion / IncisionCalcrete

Solution

Periglacial

Paleosol

Alluvial Fans A1

Carbonatization

Argillans

Minor Incision

Cover Sands

Major Incision

Landsliding

Alluvial Fans A2

Floodplain Aggradation

Colluvial Cones

Badlands

Desiccation

Carbonatization

Alluvial Fans A3

Carbonatization

VALLEYTERRACE SURFACES SLOPES

Periglacial Processes

Erosion / Incision

Rills and Gullies

Possible paleo-environmentalinterpretation

Arid

Semi-arid

Wetter

Wet Phase

Fig. 6: Schematic summary, and tentative correlation and timeframe for the observed geomorphic, sedimentary and paleopedological data in the Quebrada de Purmamarca. Dashed line indicates radiocarbon age (* see discussion for details).

Abb. 6: Schematische Zusammenfassung, und vorläufige Korrelation und Zeitrahmen für die beobachteten geomorphologischen, sedimentären und paläo-pedologischen Befunde in der Quebrada de Purmamarca. Gestrichelte Linie kennzeichnet 14C-Alter (* siehe Diskussion für Details).

ficult,particularlyacrossmajorfaultlinessuchastheQue-bradadeHumahuaca.AsmodelledfortheQuebradadeTorobyHilley&Strecker(2005),regionallyasynchronouster-racechronologiesprobablyexpresstheparticipationoftec-tonicsasthedominantcontrolonregionalbase-levelsandstreampoweron longer temporal scales.Within the studyarea, the comparativelyoldages and steeper slopesof thehigherterracesT1andT2deducedfromthegeomorphologi-calobservationsalsocorroborateminortectonicmovementsduringthetimeoftheirdeposition.Inthiscontext,theonsetanddurationofthelastcut-and-fillcycleresponsibleforthedeposition of the largely undeformed terraces throughout

the EasternCordillera may broadly coincide with the lastmajorupliftanddeformationeventintheEasternCordilleraaround 1 Ma ago (Salfity et al. 1984; Hernández, Rey-nolds&Disalvo1996;Marrett&Strecker2000;Hilley&Strecker2005).

Oscillations between incision and aggradation are theresult of significant changes in sediment supplies and/ordischarge over time (Knighton 1998; Schumm 2005). Par-ticularly over shorter timescales, these changes likely owetochangesinpastprecipitationfrequenciesandmagnitude,andareultimatelyexpressedinchangingstreampowersofdischargeorfloodingevents(Bull1979,1988).Inthestudy


area, a pronounced paleotopography has been covered byperiglacial sediments and terrace deposits and can be in-terpreted to reflectanextensivephaseof increasedstreampowerprecedingtheonsetofT3depositionandlikelypoint-ingtomorehumidand/orwarmerenvironmentalconditionsthanthereafter.Incontrast,thesedimentaryprofileswithintheT3 terrace revealdebris-flowsas thedominantdeposi-tionalprocesswithonlyminorparticipationoflow-energyfluvialandlacustrineprocesses.Theintercalatedrhythmitesshowevidenceforastrongprevailingseasonalityaswellasinterannual variability during the time of deposition. Al-though debris-flow deposition also characterizes modernmorphodynamics in the Quebrada de Purmamarca (Cen-cetti,Rivelli&Tacconi2006),theobservedthicknessandlargeclastsizestypicalfortheterraceT3deposits implyi)high-magnitudestormandfloodeventsundergenerallyaridorsemi-aridconditions,andii)amuchmoreefficientmodeof clast production than today, e.g. due to strongphysicalweathering by frost processes. These characteristics, asso-ciationandco-existenceofallobservedlithofaciesarecom-monlyinterpretedastypicalforproximalalluvialfanenvi-ronments(Blair&McPherson1994;Harvey1997)andaveryproximalintersectionpointrelatedtothereductionoffluvial processes under semi-arid to arid and likely colderglacial environmental conditions (Weissmann, Mount &Fogg2002).

Here, theavailabledatafromtheupperstudyareapro-vides evidence for an intense past production of mainlyquartzitic frostdebrisbyperiglacialprocessesandamaxi-mumpastdepressionoftheperiglacialbeltof~1000–1300m.Assuming temperature gradients of 0.5–0.6°C, this corre-sponds toa temperature reductionof~5–8°Candcorrobo-ratesotherestimatesforpasttemperaturereductionintheCentralAndesofNWArgentina(Garleff&Stingl1985;Garleff et al. 1991; Abraham deVazquez et al. 2000;Ahumada2002).Asaconsequence,thespatialextentofsur-facebeingsubjecttothecryogenicproductionanddowns-lopetransportoffrostdebrisincreasedto~80%ofthecatch-mentareacomparedto~10-25%today(Fig.1).ForthefluvialsystemoftheQuebradadePurmamarcathismusthaveim-pliedasignificant(upto8-fold)multiplicationofsedimentsupply.AnincreasedparticipationoffrostgeneratedclastsofCambrianquartzitesisevidentfromthebasin-widepink-ishcolouroftheterracedeposits.Inmostsedimentarypro-files,twointervalsofdominantfluvialandlacustrinesedi-mentswereobservedandmaytherebyimplytwophasesofmorestable(humid)environmentalconditionsandreduceddebris-flow frequencies (Fig. 3). In most of the study areabelow2800–2900masl, theupperof the two intervalsdi-videsT3terracedepositsfromA1alluvialfandepositschar-acterizedbylocallithologies,whereasabove~2900maslT3sedimentationseems toprevail longer.Aradiocarbondateonplantremainsof49550±170014CaBPisavailablefromthisupperinterval,andcorrespondswelltoanOSLageof47.6±2.8katakenatthesamesite(Robinsonetal.2005).Therefore,thisageisinterpretedtocoincidewiththegradualtransitiontoA1alluvialfandeposition,whichstartedinthelowerstudyareaandreachedelevationsabove~2900maslsometimeafter50kaago.MostofthesofarpublishedOLSagesfromcomparablevalleyfilldepositsplotintoaninter-valbetween~45–95kaandmaythusprovideapreliminary

estimateforthetimingofthelastterracedeposition(Robin-sonetal.2005;Sanchoetal.2008;Spencer&Robinson2008).Infact,coldtemperaturesbefore~50kaBPinnorthernArgentinaarealsoreportedfromstudiesofloessandglacialdeposits(Carignano1999;Zipprichetal.2000)andsup-portthescenariooftemperaturechanges,likelyinrelationtothelastcycleofglobalglaciation,asacriticalcontrolonsedimentsuppliesandthusthecourseandendingofdebris-flow dominated valley filling in the Eastern Cordillera ofNWArgentina.

ii)Asevidentfromthealmostverticalwallsofthe>100mhighT3terrace,asevereandpronouncedphaseofincisionmustoccurredafter the endof terracedeposition.Theex-actonsetofincisionisdifficulttoconstrainandcouldhavepostdatedtheonsetofalluvialfandepositionconsiderably.In thiscase, retrocedent incisionmayhaveslowlyextend-edheadwardoncedecreasingsedimentsupplies fellbelowathresholdresultingfromtheupwardshiftof theperigla-cialbelt,leadingtoatimelagandeventuallythedissectionof slopes andA3 fans.Theonset and intensity of incisioncould have been additionally amplified once the drainagesystem had re-established and the frost debris previouslystoredontheextensiveslopesoftheupperstudyareawasexhausted(Prattetal.2002).Again,inthisscenariotem-peraturechangesandtherelatedchangesinsedimentsup-plyare themaindrivers for incisionanddonot requireasubstantialincreaseinprecipitation.However,theQuebradadePurmamarcaincisionreachedwellbelowthelevelofthemodern floodplain. Several documented landslide depositsprovideadditionalevidenceforanoverallintensiveandfastincision event not allowing for the gradual adjustment ofslopes (May 2008). The oversteepening of valley slopes byrapidincisionaswellastheevacuationoflargequantitiesofsedimentintotheAndeanforelandprobablyrequiredsignif-icantlyincreasedprecipitationamountsandwetterenviron-mentalconditions(Trauth&Strecker1999;Trauthetal.2000;Trauth et al. 2003; Hermanns & Schellenberger2008), although increased landslide frequencies may havebeen triggeredby tectonicevents (Hermanns&Strecker1999;Strecker&Marrett1999;Hermannsetal.2001).Infact,significantchangesinmonsoonalprecipitationthrough-outthelast1.1Mawerededucedfromsequencesofalternat-ing loess and paleosols atTafí delValle (Schellenberger2006;Schellenberger&Veit2006)andpotentiallytriggermanifoldincreasesinsedimenttransportrates(Bookhagen,Thiede&Strecker2005).

Theparticularlywelldevelopedpaleosolontopoftheter-racesurfacesmaybeinterpretedasevidenceforwettercli-matesfollowingtheendofterracedeposition,possiblyalsocausingincreasedstreampowersandtheonsetofincision.The occurrence of reddish and argillic paleosol horizonsonterracesurfaceshasbeenreportedthroughouttheQue-bradadeHumahuacaandisoftenassociatedwithpetrocal-cicB-andC-horizons(SEGEMAR-ITGE1998;Zipprichetal.2000;Tchilinguirian&Pereyra2001).Zipprichetal.(2000)providetworadiocarbondatesof27.97±0.2and15.84±0.114CaBPfromcalcretehorizonsasestimatesforthetim-ingof soil formation.Assuming regional synchrony, thesedifferentpaleosolhorizonsmayindicatetwowidespreadre-gionalwetphasesroughlybefore32calkaBPand19calkaBP.FirstOSLagesfromloess-paleosol-sequencesinTafídel


Valleprovideadditionalevidenceforanimportantphaseofsoilformationbefore~33ka(Kempetal.2004).Inthestudyarea,thepaleosolisfrequentlyoverlainbyalluvialfande-posits(Fig.2f).Thisimpliesthatalluvialfansontopoftheterracesurfaceswerestillactiveduringorevenafterpale-osolformation.Thus,themajorphaseofincisionresponsibleforthesignificantloweringofthevalleyfloorandthedissec-tionofmostA3alluvialfans,mostlikelypostdatespaleosolformation.

Several observations from theQuebradadePurmamar-ca contribute to the idea of pronounced and shorter-termchangesofmoisturesupply inNWArgentinasignificantlypostdating the formation of the well developed paleosol.At many places in the study area the paleosol is directlyoverlainbycoversandsprobablyowingtoaeolianactivityandfluvial reworking (Fig. 5).These cover sandshave ac-cumulatedalongtheslopesofslightlyincisedchannelsandshould therefore postdate a first, minor phase of incision,whichcouldcoincidewiththeformationofthepaleosolun-dermorehumidenvironmentalconditions.Similaraeoliancoversandswererecentlydatedto39.4±2.3kabyOSLintheQuebradadelaHuerta(Robinsonetal.2005;Spencer&Robinson2008).Thus,thecoversandsmaytentativelyin-dicatetheonsetofenhancedaridity,increasedwindspeedsandloess-likeaeoliantransportfromthePunaplateauintotheprotectedvalleysoftheEasternCordillerauntil~40kaBP,similartoprocessesobservedinreducedintensitiestoday(Greeley,Christensen&Carrasco1989;Tchilinguirian&Pereyra2001).ThesecoversandsarefoundexclusivelyontopoftheT3terracesurfaceandareatmanyplaceserodedor covered by debris flow deposits of inactive A1 alluvialfans(Fig.2h,Fig.4),pointingtosignificantalluvialandflu-vialactivityaftersanddeposition.Inmanyways,thiscouldbeinterpretedasevidenceforatwo-phasederosionandin-cisionprocess.Inthiscontext,manyauthorshavereportedaparticularlywetclimaticintervalthroughoutmostoftheCentral Andes during lateglacial times referred to as theTaucaphase(Argollo&Mourguiart2000;Bakeretal.2001;Fritzetal.2004;Placzek,Quade&Patchett2006),whichcouldhavecausedthesecond,majorpulseofincisionin the Quebrada de Purmamarca. This scenario is corrob-oratedby several, partly cementednon-pedogenic calcretehorizons,whichare intercalatedwithA3alluvial fansedi-ments.Basedontheirmicromorphology,theyformonsur-facesoffavourablelithologicalandhydrologicalconditions.Carbonatization, however, was interrupted at least oncebymorehumidenvironmentalconditionscharacterizedbyclayilluviation.Therefore,alluvialfansandcarbonatizationprobablyreflectsemi-aridenvironmentalconditionssimilartotoday,whereasterraceincisionandtheformationofwelldevelopedpaleosolsontopoftheterracesprobablyrequiredsignificantlyelevatedprecipitation,dischargeandmoistureavailability.

Afterfloodplainaggradationandalluvial fandepositionhad elevated the floodplain approximately to its presentlevel, several minor geomorphic and paleoenvironmentalchangesareevidentfromthegeomorphologyalongtheter-racefootwalls,wherecolluvialdebrisconesandslopeshaveformedandarenowdissectedbyyounger incisionassoci-atedtoA3alluvial fanactivityandtheongoingformationofbadlands.Attheirtoes,thecolluvialdebrisslopesshowa

pronouncedscarpasrelatedtolateralerosionandenhancedfloodplainactivity.Thereby,thesecolluvialslopesconstituteevidence for both decreased floodplain activity and large-ly restricted alluvial fan and badland processes, pointingtooverallparticularlydryenvironmentalconditionsinthemorerecentpast.Possibly,theaccumulationofcolluvialma-terialcoincidestoanintervalofmarkedaridityduringtheMid-Holocene reported from NW Argentina (Fernández1984; Markgraf 1985; Alcalde & Kulemeyer 1999), alsoknownasthe“archaeologicalsilence”andtheabsenceofes-sential human occupation (Fernández et al. 1991; Kule-meyeretal.1999;Yacobaccio&Morales2005).Finally,thereturntolessaridconditionsintheLateHolocenemayhavere-establishedtheongoingdegradationofterraceslopesbybadlandformation,debrisflowprocessesandalluvialfanA3deposition,andfloodplainaggradation(Kulemeyer2005;Lupoetal.2006).Whetherthistendencyultimatelyreflectsincreasedsedimentsuppliesfollowingincreasedhumanin-terference (Aguero 1986; Cencetti, Rivelli & Tacconi2006)oristheresultofvariationsinclimaticallycontrolledshort-termvariabilityofprecipitationfrequenciesandmag-nitudes(Maasetal.1999;Prieto,Herrera&Dussel2000)cannotbedecidedonthebaseoftheavailabledata.

6 Conclusions

Thedocumentationand interpretationofgeomorphic,sedi-mentaryandpaleopedogenicdata intheQuebradadePur-mamarcahasallowedthereconstructionofadynamicLateQuaternary landscape evolution. Over longer Quaternarytimescales,theaccumulationandevacuationoflargequan-tities of material is regarded the dominating geomorphicprocess in the intramontane valley of the Eastern Cordill-era, leading to the formation of terrace systems. As else-whereintheAndesofNWArgentina,thetimingandratesofthesecut-and-fillcyclesintheQuebradadePurmamarcaare likely controlled by a complex interplay between tec-tonicsandclimaticfactors.Inparticular,theseveretemper-ature-drivendepressionoftheperiglacialbeltseemstohaveimposed an important control on longer to medium-termcatchmentdenudationthroughanintensifiedproductionofcoarsedebris.Awelldevelopedpaleosolandtheformationofalluvialfansmayindicatesomewhatlesscoldadryenvi-ronmentalconditionsafter~50ka.Theonsetofamajorin-cisioneventsignificantlypostdates theendofvalleyfillingandcouldhavebeencausedbyamarkedincreaseinmon-soonal precipitation during the Late Glacial. Holocene hu-midity changes are probably responsible for the formationof severalminor inactive landformsalong themodernval-leyfloorsandpaleopedogenicfeaturesonterracesurfaces.

Futureworkshouldconcentrateontheregionalextensionandcomparisonoftheobserveddata.Particularlythecom-binationofsedimentaryandpaleopedogenicapproacheslikemapping and the detailed micromorphological analysis ofpaleosolsshouldhavethepotentialtoproduceanenormousamountofnewinformationwithregardtoLateQuaternaryhumiditychanges.Athoroughknowledgeandspatialmap-pingoflandformsandsedimentsisalsothebaseforquanti-tativemodellingoflongertomedium-termdenudationanderosionrates(e.g.Hilley&Strecker2005).Inaddition,fur-thereffortsaimingattheestablishmentofanabsolutechron-


ologicalframeworkareurgentlyneededtotesttherelativeimportanceoftectonicverseclimaticcontrolsinlonger-termbasinhistory.Here,opticallystimulatedluminescence(OSL)hasalreadybeenappliedsuccessfullywithinthevalleyfillsediments, whereas surface exposure dating may provideadditional means to extend and corroborate these results(Siameetal.1997;Robinsonetal.2005;Spencer&Robin-son2008).Againstthisbackground,theunravellingofland-scapehistoryhas shown toproducevaluable insights intothe Late Quaternary paleoenvironmental evolution of theQuebradadePurmamarcaandshouldprovideanessentialbaseforfutureresearchintheEasternCordillera.

Acknowledgements

TheauthorswouldliketothanktheUniversidadNacionaldeSalta,Argentina,forlogisticalandacademicsupport.FruitfuldiscussionswithJ.A.Salfity(Salta),D.Busche(Würzburg)andI.Sabino(Salta)aswellasthehelpfulcommentsofF.Preusser (Bern)andS.Buckman (Wollongong)aregrate-fullyacknowledged.Fieldworkwasmuchfacilitatedbythepersonal effortandacademicassistanceof I.Walz (Würz-burg).

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iSSn 0424-7116

Aeolian sedimentation in the rhine and main area from the Late Glacial until the mid-Holocene New evidence from the Magdalenien site of Götzenhain (Hesse, Germany)

Johann Friedrich Tolksdorf, knut kaiser, Thomas Terberger, nicole klasen, birgit Schneider, Peter Masberg

Abstract: Aeoliansediments (sandyloess,aeoliansand)werestudiedbypedologicalandgeochronological (OSL)methodstoreconstructtheirstratigraphyandage,andtorelatetheseresultstoarchaeologicalevidence.TheresultsproveloessaccumulationonanolderventifacthorizonduringtheLateGlacialperiodfollowedbylayersofaeoliansandalsodatingtotheLateGlacialperiod.Holoceneaeoliansedimentation(6.9ka)wasrecordedwithintheexcavationsite,whichprobablyindicatesNeolithichumanimpactthatlocallydisturbedpartsoftheMagdalenienartefactscatter.Theresultsarediscussedbymeansofsimilardatedaeolianandarchaeo-logicalstratigraphiesintheRhine-Mainarea.

[Äolische sedimentation im rhein-main-Gebiet vom spätglazial bis in das mittlere Holozän: neue nachweise von der magdalenien Fundstelle in Götzenhain (Hessen, deutschland)]

Kurzfassung: ÄolischeSedimente(sandigerLöss,Flugsand)wurdendurchpedologischeundgeochronologischeMethoden(OSL)mitdemZieluntersucht,hierausAussagen zur stratigraphischenAbfolgeund zumAblagerungsalter zugewinnenunddieseErgebnisse aufdieErgebnissederarchäologischenAusgrabungzubeziehen.DieErgebnissezeigen,dassdieAblagerungdesLössesimSpätgla-zialaufeinerälterenLagevonWindkanternerfolgteunddieseramEndedesPleistozänsvonäolischemSandüberdecktwurde.Untersuchungen der fundführenden Schichten ergaben eine mittelholozäne Datierung (6.9 ka), die mit einer lokalen Störungdurch äolische Sedimentumlagerungen in Folge anthropogener Landschaftsveränderungen während des Neolithikums erklärtwerden. Diese Untersuchungsergebnisse werden vor dem Hintergrund vergleichbarer äolischer Stratigraphien und FundplätzimRhein-Main-Gebietdiskutiert.

Keywords: Loess, Aeolian sand, OSL, Late Glacial, Magdalenien, Germany, Rhineland

Addresses of authors:J.F. Tolksdorf,UniversityofMarburg,InstituteofPrehistoricArchaeology,Biegenstraße11,D-35032Marburg.E-Mail:[email protected];K. Kaiser,GermanResearchCentreforGeosciencesPotsdam;T. Terberger,UniversityofGreifswald,DepartmentofPrehistoricArchaeology;N. Klasen,UniversityofCologne,FacultyofGeography;B. Schneider,UniversityofLeipzig,DepartmentofGeography;P. Masberg,UniversityofMarburg,DepartmentofGeography

1 introduction

Few sites provide information about human settlement intheRhine-MainareaaftertheLGMbytheculturalcomplexof the Magdelenian (Street, Baales & Weninger 1994;Bosinski 2008). New contributions on this topic are pre-sentedbytheGötzenhainsitewhereartefactsdatingtotheMagdalenianhavebeenexcavatedfromsandyaeoliansedi-ments (Serangeli &Terberger 2006;Terberger, Seran-geli&Woertz2008).Tosupporttheassumeddatingandtoreconstructtheprocessesofsiteformationcloselyconnect-ed to questions concerning the coherence and plausibilityof the archaeological results, pedological and geochrono-logical (OSL) investigations were performed. Furthermorewe compared our local results with other luminescencedatedaeolianstratigraphiesintheRhine-Mainarea.

2 study site and archaeological record

TheGötzenhain site (8°44’37’’E / 50°00’07’’N) is located innorthern zone of the exposed foothills of the OdenwaldmountainsatthetransitionoftheMainRiverbasin(Fig.1).

ItissituatedinanagriculturalareaontheexposedsouthernslopeaboveasmallstreambetweenthevillagesofGötzen-hainandDietzenbach.ThebedrockmainlyconsistsofRot-liegendesofPermianageandcoveredbylayersofloessandaeoliansands.

Based on several surface finds, since 1991 the site ingeneralhasbeenpartofthediscussionaboutthesparselyknown Magdalenian in this area (using former classifica-tionDreieich-GötzenhainI:Jöris,Schmitz&Thissen1993:Fig.1; Rosenstein 1998; Bosinski 2008: 365f). Using theopportunity to investigateoneof theraresitesof thispe-riod,excavationsstartedin2006(Serangeli&Terberger2006)andcontinueduntil2009bya jointprojectbetweentheUniversitiesofGreifswaldandTübingen.Duringthesefieldcampaignsalayerofflintartefactsembeddedinsandysediment was recorded. The small assemblage (c. 650 ar-tefacts without chips) reflects a short term occupation bya small group.Theartefactdistributionhasadiameterofabout5m.Somecharcoalremainsindicateafireplaceinthecentreof thefindconcentration.Thestoneartefact inven-torydemonstratescorepreparationandblankproductionatthesite.Thelimitednumberofabout70toolsunderscores




theshorttermcharacterofthesite.Thisiscorroboratedbythedominanceofbackedbladeletsandburins.Theyproba-blyindicateactivitiesfocusingonthereparationandhaftingofhuntingweapons.Unfortunatelynobonesarepreservedbut analogous to other sites (Stevens et al. 2009a, 2009b)weassumethathorsewas thepreyofchoice.TypologicalelementssuchasLacanburins(Fig.2)indicateacloserela-tionshipoftheGötzenhainassemblagetotheMagdaleniansitesofAndernachandGönnersdorf(Fig.5)locatedabout100kmtothenorthwest.However,the“Jurahornstein”usedas raw material (Fig. 2) indicates an origin of the peoplein southern Germany who subsequently moved from thesouthalongtheriverRhine(Terberger,Serangeli&Wo-ertz2008).

Fig. 1: Location of the Götzenhain site. A: Location in Germany; B: Location in the Rhine-Main area; C: Local topography.

Abb. 1: Lage der Fundstelle Götzenhain. A: Lage in Deutschland; B: Lage im Rhein-Main-Gebiet; C: Lokale Topographie.

3 methods

The pedological and geochronological investigations arebased on the two sampling trenches GOE1 and GOE2(Fig. 6). While GOE1 was recorded on the western edgeof theexcavationareaand isclosely linked to theartefactscattering,GOE2was recorded150mdownhill the south-ern slope. One OSL sample was taken from profile GOE1and three OSL samples were collected in stratigraphicalorder from profile GOE2. For pedological analysis everyhorizon recognisable was sampled for laboratory analysis(samples 1A–C; 2A–G). Gravels recorded in GOE2 weresampled to document their petrographic and surface fea-tures(sampleGS1).

3440000 3460000 3480000 3500000 3520000

55200005540000

55600005580000

M a i n

Rh e i n

O d enw a l d

T a u n u s

Götzenhain site

Altitude < 100m100m

200m300m

400m> 500m10 20 km0

C

A

B

N200 m

settlementroadrailway forest water coursecontour line

[m a.s.l]

Götzenhain

Dietzenbach

190

180

180

180

170

170

180

190

190

160

160

170

200

180

170

170

170160

180

160170

C

B

Frankfurt

Offenbach

Mainz

WiesbadenGermany

180175

100 km

Götzenhain site


Fig. 2: Artefacts from Götzenhain site made of Jurahornstein; bottom left: Lacan burin.

Abb. 2: Artefakte aus Jurahornstein von der Fundstelle Götzenhain; unten links: Lacan-Stichel.

3.1 Pedological analysis

Pedological horizons were described and sampled usingtheGermansoil sciencestandard (“KA5”;AGBoden2005;Tab. 1). The soil colour was documented according to theMunsell Soil Colour Charts under moist conditions. Afterairdrying,carefulhand-crushing,humusandcarbonatede-struction(H2O230%,HCl10%)anddispersingwithsodiumphosphate,acombinedpipetteandsievingtestwasusedtodetermine thegrain-sizedistribution.Total carbonandni-trogenweremeasuredbydrycombustion(ElementarvarioEL)at1100°Cinduplicates.

Main and trace elements were analysed on sampleswhichweregroundtoasiltysizeusingX-ray-fluorescencebytheGeological-PalaeontologicalInstituteoftheUniver-sityofHamburg.Basedon theX-ray-fluorescenceresultstheratioofZrandTiwascalculated (Sudom&Arnaud1971).ThegeologicalsampleGS1wasmacroscopicallyana-lysedwithrespectonsurfacepropertiesandpetrographicprovenience.

Fig. 3: Profiles GOE1 and GOE2 with stratigraphy, pedology and chronology. / Abb. 3: Die Profile GOE1 und GOE2 mit Stratigraphie, Pedologie und Chronologie.

20

40

60

80

100

120

140

160

0

20

40

60

0

7.5YR4/3

a

25%

50%

75%

<0.0

02

Depth

Stratigraphy

Colour Horizon Pedology

Grain sizeChronology

[KA5][cm]

(M-)Ap

7.5YR4/4

7.5YR5/4

5YR4/4

7.5YR4/4

10R4/6

2D

GS1

2E

2F

b

c

13.262±1.18 ka (MR0763)

a

13.915±1.41 ka (MR0765)

0 1.0

Bv

lCv

II Sw -Bbt

III Sw

IV lCv / Cm

[cm]

a

a

b

c

a

a

25%

50%

75%

[Munsell][%] [OSL]

7.5YR5/4

17.586±1.42 ka (MR0764)

2E

2E

C [%]

Colour Horizon Pedology

Grain sizeChronology

[KA5][Munsell][%] [OSL]C [%]

25%

75%

>0.6

3

>0.2

>0.0

63

<0.0

63

25%

75%

Ap

6.906±0.71 ka (MR0762)

0 1.5

IIICm

7.5YR3/3

7.5YR6/4

IIBv

<0.0

63

<0.2

<0.6

3

>0.6

3

10R4/6

7.5YR4/4

silt

fine

sand

med

ium

sa

nd

50%

50%

GOE2

GOE1

Depth

Stratigraphy

1A = pedological sample

= bedrock (Rotliegendes/sandstone) = Loess = aeolian sand

a = OSL sample GS1 = geological sample = Artefact scattering

= ventifacts

2D

2G

2A

2B

2C

2E2D

2F

1C

1B

1A


GoE1 GoE2

sample-no.,Horizon [ka5],Depth [cm]

1Aap0-35

1bii Bv35-46

1Ciii Cm46-60

2A(m-) ap0-40

2bBv40-53

2ClCv53-66

2dii sw-Bbt66-108Bbt-band

2Eii sw-Bbt66-108matrix

2Fiii sw108-120

2GiV lCv/Cm120-150

Grai

n S

ize

Clay [%] 9.1 11.1 8.7 7.0 6.1 5.1 19.5 5.0 20.7 14.9Fine silt [%] 3.9 5.2 4.2 4.0 4.3 2.2 2.0 1.1 4.5 2.1

medium silt [%] 6.7 8.4 2.8 5.4 5.9 5.0 3.1 3.9 9.2 1.6Coarse silt [%] 20.9 22.0 5.0 16.4 18.0 17.1 18.4 17.6 39.8 4.4Fine sand [%] 19.6 15.9 6.6 20.4 21.7 20.7 24.2 21.5 10.4 18.2

medium sand [%] 30.7 22.3 19.1 38.5 39.3 43.1 29.0 44.5 13.1 43.3Coarse sand [%] 9.1 15.1 53.7 8.2 4.7 6.8 3.7 6.4 2.1 15.5

Clay [%] 9.1 11.1 8.7 7.0 6.1 5.1 19.5 5.0 20.7 14.9silt [%] 31.5 35.6 12.0 25.8 28.2 24.3 23.5 22.6 53.5 8.1

sand [%] 59.4 53.3 79.4 67.1 65.7 70.6 56.9 72.4 25.6 77.0

texture class [ka5] sl3 sl3 sl3 su3 su3 sl2 ls4 su2 lu st2

substrateaeolian sand1,2 bedrock

aeolian sand1,3

aeolian sand1,3

sandy loess4 bedrock

Ct [%] 1.20 0.30 0.20 0.90 0.20 0.10 0.20 0.10 0.20 0.10nt [%] 0.11 0.03 0.02 0.09 0.03 0.02 0.03 0.02 0.03 0.02

Mai

n e

leM

entS

siO2 [%] 84.19 83.91 79.77 86.41 88.39 90.67 82.18 90.63 77.10 81.70al2O3 [%] 6.08 7.44 10.40 5.53 5.29 4.76 7.63 4.43 9.66 8.46

Fe2O3 [%] 1.42 1.73 2.42 1.16 0.98 0.87 2.23 0.82 3.16 2.24mnO [%] 0.07 0.07 0.03 0.06 0.05 0.02 0.03 0.02 0.05 0.02mgO [%] 0.20 0.27 0.41 0.17 0.16 0.15 0.46 0.14 0.72 0.43CaO [%] 0.28 0.25 0.50 0.27 0.23 0.19 0.28 0.16 0.45 0.47

na2O [%] 0.60 0.66 0.05 0.57 0.65 0.59 0.58 0.51 0.81 0.30k2O [%] 2.18 2.37 2.81 2.08 2.04 1.93 2.27 1.87 2.43 2.63tiO2 [%] 0.39 0.48 0.39 0.32 0.32 0.27 0.35 0.22 0.57 0.29p2O5 [%] 0.16 0.08 0.07 0.13 0.07 0.05 0.07 0.04 0.08 0.06sO3 [%] 0.08 0.07 0.07 0.07 0.06 0.06 0.07 0.06 0.07 0.06

trac

e ele

Men

tS

Ba [ppm] 904 782 441 470 500 446 638 445 681 570Ce [ppm] 37 73 112 41 54 39 39 37 71 35Co [ppm] 3 4 3 0 2 3 3 1 10 5Cr [ppm] 41 40 29 36 29 25 40 26 61 29Cu [ppm] 10 7 11 7 3 3 9 1 12 10la [ppm] 15 46 69 23 33 32 24 21 40 24nb [ppm] 15 19 10 14 13 12 19 12 24 8nd [ppm] 18 27 35 16 20 12 15 15 28 15ni [ppm] 10 9 20 2 1 1 16 2 25 19

pb [ppm] 21 15 12 15 14 6 15 2 15 9rb [ppm] 80 87 124 72 70 60 88 59 92 102sr [ppm] 90 99 113 85 80 69 69 60 78 103u [ppm] 6 9 6 3 2 5 6 3 6 4V [ppm] 42 38 49 44 33 19 41 29 63 43y [ppm] 19 18 10 14 17 13 18 12 33 14

zn [ppm] 20 10 11 17 6 0 13 0 22 7zr [ppm] 379 406 184 318 297 293 345 266 486 178

ti/zr-ratio [molar] 6.2 7.1 12.7 6.0 6.5 5.5 6.1 5.0 7.0 9.8

1 “lösssand” (according to aG Boden 2005) 2 “sandlöss” according to koch & neumeister (2005)3 “treibsand” according to koch & neumeister (2005)4 “sandlöss” according to aG Boden 2005 and koch & neumeister 2005)

Table1: Results of pedological analyses.

Tab.1: Ergebnisse pedologischer Analysen.


sample depth nAA dose rate Equivalent dose

Luminescence age

Labno

uranium thorium potassium

[cm] [ppm] [ppm] [ppm] [Gy ka-1] Gy [ka] ±1σ1a 40 2.3 ± 0.16 9.8 ± 0.31 1.92 ± 0.06 3.22 ± 0.31 22.21 ± 1.40 6.906 ± 0.71 mr07622a 60 1.5 ± 0.11 5.7 ± 0.19 1.57 ± 0.05 2.52 ± 0.25 33.46 ± 1.43 13.262 ± 1.18 mr07632b 90 1.5 ± 0.10 5.4 ± 0.17 1.57 ± 0.05 2.49 ± 0.20 44.44 ± 1.01 17.856 ± 1.42 mr07642c 115 2.7 ± 0.16 11.1 ± 0.34 1.86 ± 0.06 3.51 ± 0.40 48.87 ± 2.65 13.915 ± 1.41 mr0765

Table 2: Results of neutron activation analysis (NAA) and optically stimulated luminescence (OSL) dating.

Tab. 2: Ergebnisse der Neutronenaktivierungsanalyse (NAA) und der optisch-stimulierten Lumineszenzdatierung (OSL).

Fig. 4: Ventifacts from the base of profile GOE2 (sample GS1). 1: Lydit, 2: Quartz-Eisenkiesel, 3: Quartz-Jasper, 4–7: Quartz, 8: Rotliegendes (Silt-stone).

Abb. 4: Windkanter von der Profilbasis aus Profil GOE2 (Probe GS1). 1: Lydit, 2: Quartz-Eisenkiesel, 3: Quarz-Jaspis, 4–7: Quarz, 8: Rotliegendes.

3.2 optical dating

LuminescencedatingwasperformedattheMarburgLumi-nescence Laboratory. All samples were sieved in dry con-ditions to the fractionof38–63µm.Subsequently,sampleswere treatedwithHCl (10%),H2O2 (10%)andNa2C2O4 toremove carbonates, organic matter and clay. PolymineralsampleswereetchedfortwoweeksinH2SiF6toseparatefinegrainedquartz.Measurementswerecarriedoutonanauto-matedRisøTL/OSLDA15readerequippedwitha90Sr/90Ybetasourcedelivering0.1085Gy/stothesample.Equivalentdose(De)wasestimatedusingasinglealiquotregenerative(SAR)doseprotocol(Murray&Wintle2000)with50sofbluestimulationat125°Candpreheattemperatureof200°C.ThequartzOSLsignalwasdetectedthroughaHoyaU340filter(7.5mm;transmissionspectrum290–370nm).

Areferencesamplewasusedtodeterminethedoserate(D0) applying Neutron Activation Analysis (NAA).Whilethe H2O content measured in the samples seemed far toolow,anestimatedaveragemoistureof7%wasusedforcal-culation.

4 results

4.1 Pedological results

ProfilesGOE1andGOE2 (Fig.3;Tab.1) startwithweath-ered bedrock (“Rotliegendes”) and the above-lying sec-tions of both profiles are carbonate-free. The pedologicalsequence of GOE1, which represents the stratigraphy ob-served during the excavation, shows homogenous, nearlygravel-freesandofaeolianorigin(“Lösssand”accordingtoAG Boden;“Sandlöss” according to Koch & Neumeister2005)coveringthebedrock.Theupperpartofthissequenceisclearlymixedbyploughing.Thesoilcanbeclassifiedas(partlyeroded)Cambisol showinganAp/Bv/Cmsequenceof soil horizons. During excavation several gravels withventifactappearancehavebeenobservedatthebottomsec-tionoftheaeoliansand(Serangeli&Terberger2006,52)andmightbecomparable to theblow-out layerwithven-tifactsinGOE2bytheirstratigraphicposition.Theartefactscatteringwasdocumentedatthelowerpartoftheaeoliansandthoughsomesurfacefindsindicatethatthescatteringwasalreadyaffectedbyploughing.

In GOE2 the transition from bedrock to the overlyingloess-like sediment (“Sandlöss” according to AG Bodenand Koch & Neumeister 2005) is marked by a denselayerofsharpfacettedventifacts (sampleGS1)upto9cm

in diameter, which were determined to consist mainlyof Quartz gravels with a few small Lydit gravels (Fig. 4).Thisblow-out zone is overlainby a loess-like sediment of20cmthickness.Above,sandofaeolianorigin(“Lösssand”according to AG Boden; “Treibsand” according to Koch& Neumeister 2005) occurs which is comparable to thefindlayerinprofileGOE1.Theuppermost40cmofprofileGOE2 is the ploughing zone characterized by a relativelyhigh organic content.While the zone up to 70 cm belowthesurfaceshowsthetypicalsequenceofaCambisolwithan (M-) Ap/Bv/lCv sequence, the following section showspropertiesofstagnantsoilwater(Sw-Bbthorizon).

4.2 Geochronological results

OSL dating (Tab. 2) of the aeolian sand in profile GOE1yieldedanageof6.906±0.71ka(MR0762)whilethesandyloessatthebaseofGOE2yieldedanageof13.915±1.41ka(MR0765).TheoverlyingaeoliansandinGOE2wasdatedto17.856±1.42ka(MR0764)whiletheuppermostaeoliansandinGOE2yieldedanageof13.262±1.18ka(MR0763).


5 discussion

Luminescencedatingisgenerallyacceptedasprovidingreli-ableresultsaboutsedimentationagesespeciallywhenper-formedonquartzesof aeoliandeposits (Murray&Olley2002;Preusseretal.2008).NonethelesstheagesfromprofileGOE2areinconsistentwhencomparedtotheirstratigraphi-calpositionandneedexplanation.FurthermorethedatingoftheaeoliansandinGOE1totheMid-Holoceneseemscon-tradictorytotheembeddedLatePalaeolithicartefacts.

Regarding thedataused to calculate theages inprofileGOE2(Tab.2)wearguethattheresultsoftheDE-determi-nationarecorrectgivingasmallerequivalentdose(DE)forsampleGOE2b compared to theolder sampleGOE2c.ThereasonfortheolderageofsampleGOE2bhastobeseeninasignificantlylowerdoserate(D0)usedforagecalculation.Wearguethatduetothebeddingofsandyandloamylay-ersthesampletakenfromthathorizonmightnothavebeenrepresentativeforacorrectD0-determination.Thereforewerejecttheageof17.856±1.42ka(MR0764)asanageover-estimation.

TheremainingdatingsfromGOE2indicatethatthebasalsandyloessdepositionoccurredwithinatimerangeofap-prox.15.3to12.5kawhenincludingthespansofuncertainty.Theunderlyinglayerofventifacts(GS1;Fig.5)andtheab-senceofolderloesssedimentspointstoaphaseofintensivewinderosionprecedingthedatedaccumulation.Achrono-logicalconnectiontotheBeuningengravelbedasamarkerhorizon for intensive surface deflation inWestern Europedatedto20kato15ka(Frechen&vandenBerg2002)or18kato14ka(Kasseetal.2007)mightbepossibleandwouldfitverywellintothesuggestedtimemodel.Comparingthisdated accumulation of loess to other luminescence datedstratigraphiesalongtheRhine(Fig.5D),continuingaeoliansedimentationduringthisperiodispresentinallprofiles,ex-ceptMainz-WeisenauandNussloch,withconsiderableratesofmassaccumulationuntil13kaascalculatedbyFrechen,Oches&Kohlfeld(2003).Afinerresolutionintosubphasesmustberejectedduetothehighspanofdatinguncertainty.

Anaccumulationofyoungeraeoliansandsafter14.5kaisingoodaccordancetosupraregionalmodelsshowingsandyaeolianactivityduringthecolderphasesoftheLateGlacialPeriod(DryasI,II,III)especiallyintheareaoftheEuropeansand-beltmoretothenorth(Schirmer1999).Thephasesofaeolianactivitywereinterruptedbyperiodsofstabilityandpedogenesisduringwarmerperiodsaccompaniedbymoredensevegetation (e.g.Kasse2002;Koster2005;Kolstrup2007;Hilgers2007;Kaiseretal.2009).Whilethenearbylu-minescencestratigraphyofMainz-Gonsenheim(Radtke&Janotta1998;Fig.5D)revealedseveralphasesofsandyaeo-lian accumulation separated by palaeosols and the Laach-erSee-tephra,apreciseattributionof theaeolian sands inGötzenhaintooneofthephases/chronozonesfailsduetotheabsenceofanycomparablechronomarkerandthespanofuncertainty.

Mid-Holocene accumulation of aeolian sand as derivedfromprofileGOE1(MR0762:6.906±0.71ka)canhardlybeexplainedbynaturalcauseslikeaclimaticdeteriorationdur-ingthisperiodbutismorelikelytoresultfromhumanim-pact. Coinciding with the Early Neolithic cultures of LateLinearPottery(LBK)orRössen,wesupposethat localhu-

manimpact,triggeringforestclearanceandlandusewhichisevidentforthisperiod(Kalis,Merkt&Wunderlich2003),hascausedsedimentreactivation.Thisassumptionmightbecorroboratedbytheoccurrenceofcharcoalofoak(Quercus)intheexcavationarea(analysis:A.Kreuz,Wiesbaden).

A correlationof sedimentation ages to the archaeologi-calresultsatthesiteatGötzenhainissupportedbytheim-provedchronologyoftheLateMagdalenienfromthesitesofGönnersdorfandAndernach(Fig.5B;Street,Baales&We-ninger1994;Stevensetal.2009a).Allsitesarecomparableintypologicalaspects.WearguethatthesettlementoccurredduringthebeginningoftheaccumulationofthesandyloessdatedbysampleGOE2c.Ongoingaccumulationofaeoliansedimentsmighthavesupportedthepreservationofthear-tefact scatter in the excavation area (GOE1).Thearchaeo-logicalanalysisoftheartefactdistributionsupportstheideathat theNeolithicdisturbancewas limited to a small areaand did not affect the site in total. A summarizing modelconcerningthestratigraphyandchronologyatGötzenhainbasedontheaspectsdiscussedhereispresentedinFig.6.

Acknowledgements

We are indebted to the two anonymous reviewers andthe editor in chief Holger Freund, who provided valuablehelp to improve the manuscript significantly. Furthermorewe thank Ralph Pedersen for improving our English. TheX-ray-fluorescence analyses were kindly performed at theresponsibility of Bernd Stütze,Geological-PalaeontologicalInstituteoftheUniversityofHamburg.

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Elevation a.s.l.

A GrafenbergB ElsbachtalC GarzweilerD SchwalbenbergE TönchesbergF SchweinskopfG Wannenenköpfe

H Kärlich I Koblenz-Metternich J Wiesbaden-Am BingertK Mainz-WeisenauL NusslochM Böckingen a Mainz-Gonsenheim

1 Götzenhain2 Andernach-Martinsberg3 Gönnersdorf

> 200 m> 400 m

Luminescence dated loess Magdalenien sites

Luminescence dated aeolian sands

Dating results fromGötzenhain sites

6000 8000 10000 12000 14000 16000 18000

MR0764

MR0765MR0762

1e

1c3

1c1

1a

-32

-40

-36

-44

MR0763

aeolian sand

loess

Years cal BP

δ18 O

NG

RIP

OxA-10200OxA-10201

OxA-V-2223-39OxA-V-2223-40

OxA-V-2223-41OxA-V-2223-43OxA-15295

OxA-V-222-31OxA-V-222-42OxA-5729

OxA-5730OxA-5728

OxA-15296

Gönnersdorf

Andernach -Martinsberg

OxA-1065OxA-1128

OxA-10493OxA-16986

OxA-V-2216-43OxA-V-2218-40GrA-16985

OxA-1129OxA-18409OxA-V-2218-38

OxA-1130OxA-1125

OxA-1126OxA-1127

OxA-V-2223-37

A

BC

Loess

Aeolian sand

aeolian sandaeolian sand with artefacts

calibrated radiocarbon date

OSL date

Rhine

100 km

6°4°

54°

50°1

8°

A

B/C

D

EGF

2 3H I

JK

LM

Mosel M

ainNec ka

r

MaasSche

lde

Weser

Elsbachtal [B] IRSL-add; n = 5

Grafenberg [A] IRSL-add; n = 16

Garzweiler [C] IRSL-add; n = 5

Schwalbenberg [D] IRSL-add + IRSL reg; n = 6

Tönchesberg [E] IRSL-add + IRSL-reg; n = 9

Schweinskopf [F] IRSL-add; n = 2

Wannenköpfe [G] IRSL-add; n = 5

Kärlich [H] IRSL-reg; n = 2

Koblenz-Metternich [I] IRSL-add; n = 14

Wiesbaden - Am Bingert [J] IRSL-add; n = 11

Mainz-Weisenau [K] IRSL-add; n = 14

Nussloch [L] IRSL-add; n = 9

Böckingen [M] IRSL-add; n = 10

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

0,00010

a

0,00010

Mainz-Gonsenheim [a] OSL-reg n = 11

D

Probability of aeolian sediment depostition

[Lab-No]

1σ (degree of reliance=66% )

2σ (degree of reliance=95% )

mean

span of uncertainty

relative probability based on 1σ range of all luminescene datings by century scale

means of luminescence dates

[site][luminescence method; total no. of dates]


Fig. 5: Dating results of the Götzenhain site compared with other archaeological sites of Magdalenien age and dated aeolian stratigraphies in the Rhine-Main-Neckar area. A: Map of luminescence dated aeolian sediments and 14C-dated Magdalenien sites in the Rhine-Main-Neckar area; B: 14C-dates from archaeological sites in the Rhine area (cf. Stevens et al. 2009a) indicating the time of Magdalenien settlement; C: OSL-datings from Götzenhain site compared to NGRIP δ 18O time series as temperature indicator (NGRIP-Members 2004; data source: http://www.iceandclimate.nbi.ku.dk); D: Luminescence datings of loess (Frechen, Oches & Kohlfeld 2003) and aeolian sand (Radkte & Janotta 1998) plotted by the relative probability of aeolian sand ac-cumulation at every sequence based on the 1σ span of luminescence dating uncertainty.

Abb. 5: Datierungsergebnisse von der Fundstelle Götzenhain im Vergleich mit anderen archäologischen Fundstellen das Magdalenien und datierten äolischen Stratigraphien im Rhein-Main-Neckar Gebiet: A: Karte der lumineszendatierten äolischen Sedimente und 14C-datierten Fundstellen im Rhein-Main-Nechar-Gebiet; B: 14C-Datierungen archäologischer Fundstellen im Rheingebiet, die Aufschluss über das Alter magdalenienzeitlicher Besiedlung geben (cf. Stevens et al. 2009a); C: OSL-Datierungen von Götzenhain in Gegenüberstellung mit den NGRIP δ 18O-Daten als Temperaturindikator (NGRIP-Members 2004; data source: http://www.iceandclimate.nbi.ku.dk); D: Lumineszenzdatierungen von Lössen (Frechen, Oches & Kohlfeld 2003) und Flugsanden (Radkte & Janotta 1998) dargestellt als relative Ablagerungswahrscheinlichkeit für jede Sequenz auf Grundlage der Intervalle der einfachen Standardabweichung.

Fig. 6: Summarising schematic model of sediment stratigraphy and chronology as well as the occurrence of artefacts and ventifacts at the Götzenhain site based on the results from profiles GOE1 and GOE2.

Abb. 6: Zusammenfassendes Schema der Sedimentabfolge und ihrer Chronologie sowie der Artefakt- und Windkanterverbreitung an der Fundstelle Götzenhain.

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GOE2

GOE1

Excavation area

North South

Rotliegendes

Sandy loess

Aeolian Sand

Aeolian sandreworked by ploughing

Aeolian sand of Mid-Holocene age (Neolithic)

Ventifacts

Artefacts

Stria of relo-cated sand

6.9 ± 0.7 ka

13.3 ± 1.18 ka

13.9 ± 1.41 ka

17.6 ± 1.42 ka

http://www.iceandclimate.nbi.ku.dk

http://www.iceandclimate.nbi.ku.dk

44 E&G / Vol. 59 / no. 1–2 / 2010 / 44–58 / DOi 10.3285/eg.59.1.04 / © authors / Creative Commons attribution license




iSSn 0424-7116

der rodderbergkrater bei bonnEin komplexes Geoarchiv

ludwig zöller, Ulrich Hambach, Henrik blanchard, Stefanie Fischer, Sven köhne, Rüdiger Stritzke

Kurzfassung DermittelpleistozäneVulkankomplexdesRodderbergssüdlichvonBonnbirgtvermutlicheinhöchstwertvollesKlimaarchivvonregionalerundüberregionalerBedeutung.Er sitztderausdemälterenMittelpleistozänstammenden„jüngerenHauptterrasse“desRheinsauf.SeinzentralerKraterstellteinebisheutegeschlosseneHohlformdar,dienochfastvollständigvoneinemWallausSchlackenundTephrenumgebenist.EineimJahre2000imKraterdurchgeführte55mtiefeKernbohrung(Rodderberg1)fördertefastdurchgängigfeinkörnigeSedimentezutage,dieimoberenTeilalsLösseundLössderivate,imunterenTeilalsSeesedimenteangesprochenwerden.EinevomLeibniz-Institut fürAngewandteGeophysik (LIAG) im Jahre2008niedergebrachte69m tiefeSchneckenbohrungerreichteinca.65mTiefeinterglazialeTorfe.Festgesteinwurdebishernichterreicht.EineweitereForschungs-bohrungdesLIAGistfür2011geplant.DervorliegendeBeitragresümiertdiebisherigenErgebnissezurEruptionsgeschichtedesRodderbergesundzudenUntersuchungenamKerninhaltderBohrungRodderberg1,zeigtbestehendeProblemeaufundversucht,AnregungenfürdieweiterenUntersuchungenandergeplantenneuenForschungsbohrungsowieinihremUmfeldzugeben.

[the rodderberg Crater near bonn – a Complex Geoarchive]

Abstract TheMiddlePleistoceneRodderbergVolcanicComplexsouthofthecityofBonn,Germany,probablybearsamostvaluableclimatearchiveofregionalandsupra-regionalrelevance.Itrestsontopofthe“youngerMainTerrace”oftheriverRhine,whichwasde-positedduringtheearlyMiddlePleistocene.ThecentralcrateroftheRodderbergispreservedasacloseddepressionuntilpresentandissurroundedbyanalmostcontinuousrampartbuiltfromscoriaandtephra.A55mdeepcoring(Rodderberg1)inthecraterdepressionexecutedintheyear2000deliveredalmostcontinuouslyfine-grainedsediments.Theirupperpartisinterpretedasloessorloess-derivatesandtheirlowerpartaslakesediments.A69mdeepaugerwormdrillingconductedbythe“LeibnizInstitutfürAngewandteGeophysik”(LIAG)in2008liftedinterglacialpeatfromca.65mdepth.Bothdrillingsdidnotreachunderlyinghardrock.Afurtherresearchcoringofthe“LIAG”isplannedfor2011.ThepresentcontributionsummarizeshithertoexistingresultsregardingtheeruptionhistoryoftheRodderbergandinvestigationsofthecoreRodderberg1,pointsoutstillexistingproblemsandtriestosubmitsuggestionsforfurtherinvestigationsofthenewcoreanditssurroundings.

Keywords: Rodderberg Volcanic Complex, Middle Rhine, loess, lake sediments, climate archive, luminescence dating Addresses of authors:L. Zöller, E-Mail: [email protected]; U. Hambach, E-Mail: [email protected], Lehrstuhl Geo- morphologie,UniversitätBayreuth,D-95440Bayreuth;H. Blanchard,E-Mail:[email protected],Steinmann-Institut, PoppelsdorferSchloss,D-53115Bonn;S. Fischer,E-Mail:[email protected],GeographischesInstitut,PoppelsdorferAllee166,D-53115 Bonn;S. Köhne,E-Mail:[email protected],SchönhorsterWeg1,D-24582Bissee;R. Stritzke,E-Mail:[email protected],

GeologischerDienstNRW,De-Greiff-Str.195,D-47803Krefeld

1 Einführung in das untersuchungsgebiet und Problemstellung

DasLeibniz-InstitutfürAngewandteGeophysik(LIAG)hatfür 2011 Mittel für eine neue Forschungsbohrung im Kra-terdesRodderberg-VulkankomplexessüdlichvonBonnbe-reitgestellt.DievorliegendeArbeitversucht,denbisherigenKenntnisstand zur Eruptionsgeschichte und zur Kraterfül-lungdesRodderbergszusammenfassendzudiskutierenundoffeneFragenzurStratigraphieundGeochronologieheraus-zustellen.

DerRodderberg,einquartärerVulkan-Komplex,liegtamsüdlichenEndederNiederrheinischenBucht amÜbergangzum Rheinischen Schiefergebirge etwa 12 Kilometer vonBonnentferntaufderlinkenSeitedesRheins.ErsitzteinerUnterstufe der jüngeren Hauptterrasse, der tR6, auf (Bibus1980).DieBasisdesSchotterkörpersliegtamRodderbergbei155–160mü.NN.AufderrechtsrheinischenSeitebefindetsich das Siebengebirge, eine ausgedehnteVulkanruine desoberoligozänen-untermiozänenVulkanismus.Nördlich,süd-lichundwestlichdesRodderbergsfindensichebenfallsZeu-

gentertiärenVulkanismusinFormeinerVielzahlvonbasal-tischenundtrachytischenVulkan-Ruinen,meistVulkanstiele.

DascharakteristischeheutigeErscheinungsbilddesRod-derberg-Vulkankomplexes(Paulicketal.2009)istgeprägtdurcheine inTerrassenschotterunddasGrundgebirgeein-gesenkte Schüssel, sowie einen fast ununterbrochenen pe-ripheren Ringwall aus vulkanischen Lockerprodukten undSchlacken (Abb. 1). Dabei besitzt die allseitig geschlosseneKraterschüssel einen Durchmesser von etwa 800 m. Heutenoch zugängliche Aufschlüsse im Bereich desVulkankom-plexessindinPaulicketal.(2009,Fig.1;Fig.2undFig.3)kartographischundbildlichdargestellt.

Eine55mtiefeForschungsbohrung(Rodderberg1),durch-geführtvomdamaligenGeologischenLandesamtNRWimFrühjahr2000 (AnsatzpunktR2584.475,H6512.795,147mNN)zeigte,dassderKrater indiesemBereichmitschluffi-genSedimentengefüllt ist.DieBohrungRodderberg 3, annahezugleicherStelle imSommer2008vomLeibniz Insti-tut für angewandte Geophysik (LIAG) als Schneckenboh-rungabgeteuft, erreichteeineEndteufevon69mund för-dertevonunterhalbderSchluffeauchMuddenundTorfmit








45E&G / Vol. 59 / no. 1–2 / 2010 / 44–58 / DOi 10.3285/eg.59.1.04 / © authors / Creative Commons attribution license

Abb. 1: Geologie des Rodderberg-Vulkankomplexes und seiner Umgebung. Ausschnitt aus der Geologischen Karte 1:25 000 Blatt 5309 Königswinter.,L,u: holozäne Abschwemmmassen; qh: holozäne Bachsedimente; ,Net: Pyroklastika des Rodderbergs („leucitnephelinitisch“); ,Ne: Vulkanite des Rodder-bergs; ,Lö: Löss; Nj: jüngere Niederterrasse (tR11); Nä: ältere Niederterrasse (tR10); Mj: jüngere Mittelterrasse ((tR9); Mä: ältere Mittelterrasse (tR8); Hj: jüngere Hauptterrasse (hier: tR6); ,B: oligo-miozäne Alkalibasalte; ,Bt: oligo-miozäne Alkalibasalttuffe; ,qTrt: oberoligozäne Quarztrachyttuffe; ol,s: oberoli-gozäne Quarzsande; dsH: Herdorf-Schichten (Siegenstufe, Unterdevon).

Fig. 1: Geology of the Rodderberg Volcanic Complex and its surroundings. Extract from the Geological Map 1:25 000 sheet 5309 Köningswinter.,L,u: Holocene colluvium; qh: Holocene creek sediments; ,Net: pyroclastites from Rodderberg („leucit-nephelinitic“); ,Ne: volcanic rocks of Rodderbergs; ,Lö: loess; Nj: younger Lower Terrace (tR11); Nä: older Lower Terrace (tR10); Mj: younger Middle Terrace ((tR9); Mä: :older Middle Terrace (tR8); Hj: younger Main Terrace (here: tR6); ,B: Oligo-Miocene alkalibasalts; ,Bt: Oligo-Miocene alkalibasaltic tuff; ,qTrt: Upper Oligocene quartztrachytic tuff; ol,s: Upper Oligocene quartz sand; dsH: Herdorf beds (Siegenium, Lower Devonian).


interglazialemPolleninhalt(frdl.Mitt.Prof.T.Litt,Bonn)zutage.DerumgebendeTephren-undSchlackenwallistnochfast durchgehend vorhanden. ImOsten undWesten tretenUnterbrechungendesWallesauf,andenendieSchotterderHauptterrasse zutage treten. Geologisch interessant sindzweiVerwerfungen,diedasVulkangebäudedesRodderbergsdurchziehen und die den Aufbau des Rodderbergs prägen(Richter1942).SiestreichenbeideetwaO-W.DabeiverläufteineStörungfastzentraldurchdenKrater,dieanderedurchden nördlichen Kraterbereich. Die Störungen sind UrsachebeträchtlicherHöhenunterschiedederBasisdesSchotterkör-persdertr6.

DasheutigeKlimadesRodderbergesgehörtdemwarm-gemäßigtenCfb-KlimanachKöppenanundwirdinderde-tailliertenKarte„DasKlimaderRheinlande“(Böhm1964)als„TypIIKontinentalesKlimaderLeelagenimmehrozeani-schenBereich“gekennzeichnet.Die JahresmitteltemperaturindernahegelegenenStadtBonn(ca.100mtiefergelegen)beträgtimMittelderJahre1895bis200610,1°CmitleichtemJulimaximum(18,2°C)undJanuarminimum(2,3°C,s.http://www2.bonn.de/statistik_wahlen/dl/klima/Temperaturen_Extrema_1895.pdf). Für den Rodderberg können aufgrundderHöhenlage0,6bis0,7°Cabgezogenwerden.Abeinergla-zialenTemperaturdepressionvon>10°CkannalsoamRod-derberg mit zumindest diskontinuierlichem Dauerfrostbo-dengerechnetwerden.DieNiederschlagsverteilung (Mittel1848bis 2006) ist ausgeglichenmit leichtemSommermaxi-mum (Juli 72,5mm)undMinimum imFebruar (37,0mm)bei einem durchschnittlichen Jahresniederschlag von 630mm(s.http://www2.bonn.de/statistik_wahlen/dl/klima/Re-gen_Mittel_extrema_1848.pdf).AufgrunddergegenüberderStadtBonngeringerenLeewirkungkannamRodderbergmitetwa700mm/Jahrgerechnetwerden.DietypischenBödenamRodderbergsinddementsprechendjenachAusgangssub-stratAndosole,Braunerdenoder(Pseudogley-)Parabrauner-den,imKraterbodenauchKolluvienausumgelagertemLöss-lehmmitstellenweiserPseudovergleyung(Köhne2002).

1.1 Altersstellung 1.1.1 terrassen- und Lössstratigraphie des umfeldes

NachheutigemWissensstand ist die tR6wahrscheinlichmitder„Hauptterrasse4“(UT4nachBoenigk&Frechen2006,Hoselmann1996)inderNiederrheinischenBuchtgleichzu-stellen,fürdieBoenigk&Frechen(2006)eineEntstehungwährendderMIS16annehmen,alsovorca.621bis659ka(Bassinotetal. 1994).Hoselmann (1996) bezweifelt dengenerell kaltzeitlichen Charakter der Hauptterrassen desRheins.FallsjedochdieverschiedenenStufenderHauptter-rassezeitlichjeweilsdurcheinenGlazial-Interglazialzyklusgetrenntsind,kannaufgrundderinAbb.7inHoselmann(1996)vorgeschlagenenKorrelationauchdieMIS14(568bis528ka,Bassinotetal.1994)inFragekommen.

Remy(1960)versuchte,dasAlterdesRodderberg-Vulkansin seiner Umgebung lössstratigraphisch anzunähern. Auf-grund der Ähnlichkeit der in einem tuffhaltigen Verlage-rungshorizontüber einem interglazialenBoden erhaltenenSchneckenfaunamitderjenigenvomProfilPaudorf(Nieder-österreich)wurdedas„Paudorf-Interstadial“,nachdamaligerAnsicht mittelwürmzeitlich, als ungefähres Alter des Rod-

derbergtuffesangenommen.Zumeinenwurdeaber inzwi-schenbelegt,dassder„Paudorf-Boden“amlocus typicuseinstratigraphisch verkürztes Äquivalent des Stillfried-A-Bo-dens(MIS5)darstellt(s.Zölleretal.1994),zumanderentritt der Rodderbergtuff in situ weit unterhalb des Bodensin älterem Löss auf (eig. Beob. U.H.), wie auch schon vonBartels&Hard(1973a)ineinemLösshohlwegwestlichderOrtschaft Lannesdorf beschrieben wurde. Immerhin wirdmitdiesemBefund,derdurchweitereEinbettungenvonLa-pillituffendesRodderbergs inLössgestütztwird (s.Blan-chard 2002, Paulick et al. 2009), die Eruption in einemHochglazialbelegt.EinersterlössstratigraphischerHinweisdarauf, dass es sich um ein prä-weichselzeitliches Glazialhandelnmuss,wurdevonBartels&Hard(1973a,b)mit-geteilt (s.a.Bartels 1996).DieErgebnisse vonBartels&HardkönnensogarimSinneeinerEruptioninderdrittletz-tenKaltzeitinterpretiertwerden.

1.1.2 Physikalische datierungen am rodderberg selbst

Maartuffe der Rodderberg-Eruption wurden von Richter(1942) als konkordant auf der Hauptterrasse liegend be-schrieben.DieHöhenlagederältestenTuffhorizontespricht,wenn überhaupt, nur für eine geringe Erosion derTerras-sevorAblagerungderinitialenMaartuffe.KurznachEndedertR6-ZeitbeganneinetektonischbesondersaktivePhase,beiderderRheinischeSchildnochmalsstarkgehobenwur-de (Schirmer1994,Meyer&Stets1998).DieseHinweisesprechenalsodurchausfüreineMaareruption(PhaseI)nachderjüngerenHT-Zeit.TL-DatierungenanerhitztenSchiefer-Xenolithen des vulkanischen Rodderberg-Komplexes legeneine Eruptionszeit vor etwa 300 ka nahe (Paulick et al.2009,Zöller&Blanchard2009.).DieseAlterseinstufungunterscheidetsichumeineZehnergrößenordnungvondemvonRemy(1960)angenommenenAlter,stehtabernichtimWiderspruchzudenBeobachtungenvonBartels&Hard(1973a,b).BisherwurdenkeineK/Arbzw.40Ar/39Ar-Datie-rungenvomRodderbergpubliziert.

1.2 Eruptionsablauf

Der Rodderbergvulkan ist polygenetisch entstanden. DievonPaulicketal.(2009)rekonstruiertenEruptionsphasenweisenunterschiedlicheEruptionsstileauf.DieältestePhase(I) entsprach demTyp einer Maareruption. In Phase II er-eignetensichstrombolianischeEruptionen. PhaseIIIwur-delöss-undterrassenstratigraphisch,sowiegestütztaufeinLumineszenz-Mindestalter (Löss unter Rodderberg-TephrabeiAufschlussP2inPauliketal.2009,ProbeRD2-D-1TL,208±39ka,Blanchard2002),inMIS8gestellt.DieErupti-onsgeschichtenachPaulicketal.(2009)stütztsichzusätz-lichaufgeochemischeundmineralogischeBefunde.Einerin-itialenMaarphasefolgenstrombolianischePhasenmiteinerfinalenMaarphase.LängereRuhepausenzwischendenPha-senwerdennachderneuerenInterpretationvonPaulicketal.(2009)nichtalswahrscheinlichangesehen.DieweiterenvonZöller&Blanchard(2009)mitgeteiltenTL-AlteranKrustenxenolithenundMaartuffdesRodderbergesausdenverschiedenenPhasen,diealleum300kaliegenundinner-halbderFehlergrenzenidentischsind,liefernebenfallskeinebelastbarenHinweiseauflängereRuhephasen.

http://www2.bonn.de/statistik_wahlen/dl/klima/Temperaturen_


http://www2.bonn.de/statistik_wahlen/dl/klima/Re-gen_Mittel_extrema_1848.pdf




1.3 stratigraphie der Kratersedimente

DieStratigraphiederKratersedimentestütztsichaufdieimFrühjahr2000durchgeführte,55mtiefeForschungsbohrungRodderberg 1 (Abb. 2).EswurdekeinFestgestein erreicht.NebendenüberwiegendschluffigenLockersedimentenfan-densichkeineprimärendemRodderberg-Komplexentstam-mendenTephren.WeiteregraphischeundtabellarischeDar-stellungenvonRohdaten(nachKöhne2002)werdenalser-gänzendeonline-Materialienbereitgestellt.

BisineineTiefevonetwa1,8mreichtnachKöhne(2002)deranthropogenbeeinflusste,holozäneBoden.In2mTiefebefindensichRestederLaacherSeeTephra (etwa12,9ka).DieSedimenteimBereichvon3bis22mTiefewerdenvonKöhnedemOberwürmzugeordnet.Einin9,9mTiefe lie-gendesdunklesTuffbändchenkönnteden„EltvillerTuff“(et-wa20ka)repräsentieren(Hambach2001),allerdingswurdedieöstlichdesRheinsimPleiserHügelland(Smykatz-Kloss2003)sowieinLössendesMittelrheintals(Bibus1980)beob-achtete4–6-facheAufspaltungdesEltvillerTuffesnichtge-funden.Darüber(7,9bis7,0m)befindensichSpülsedimente,die hauptsächlich aus Pyroklastika des Kraterwalles beste-hen.OberhalbundunterhalbdesvermutetenEltvillerTuffskönnten Äquivalente der „Erbenheimer Nassböden“ E1-E4(s. Semmel 1967, 1989, Zöller & Semmel 2001) vorliegen(Köhne2002).

Die hochglaziale Lösssedimentation beginnt nach Ham-bach(2001)undKöhne(2002)oberhalbvon18m(ca.30ka,Heinrich-Event 3, vergl.Antoineetal. 2001).VermutlichinterstadialePedokomplexewurdenbei18–35mTiefebeob-achtet(≥ca.30ka).Zwischen26und28mTiefefindetsicheinHorizont,dermöglicherweisealsFließerdeanzusprechenist(Hambach2001).

Im Bereich von 40–36 m ist derVerlandungsbereich ei-nesSeesanzunehmen.Unterhalbvon40mistdasSedimentdunkelgraubisz.Tblau-schwärzlichgefärbtundderTonge-haltnimmtzu.FarbgebendsindFe-Sulfide,dieimKontaktmitLuftsauerstoffnachwenigenMinutenoxidierenunddemSedimenteinehell-gelblichebisbräunlicheFärbungverlei-hen. Das Sediment kam wahrscheinlich in einem See zurAblagerung, dessenTiefe ganzjährig sauerstofffreie Bedin-gungengewährleistenkonnte.DadieangenommeneVerlan-dungssequenz zwischen36und40m frei vonorganischenMakroresten(Torfenetc.)ist,wirddieVerlandungineinemwahrscheinlich glazialen Klima vonstatten gegangen sein.Um48mKerntiefefindetsichwiederumeineGruppebasal-tischerTephren, deren Herkunft und Altersstellung jedochnichtbekanntist(Hambach2001).

Der Rodderbergkrater sollte als allseitig geschlosseneHohlform ein hervorragendes Sedimentarchiv darstellen.DiesmachtihnzueinemwertvollenGeoarchivmitbeacht-lichemPotentialfürdieregionaleundüberregionalePaläo-klimaforschung.Daherwurdeversucht,denSedimentinhaltdesBohrkernsmittelsverschiedenermethodischerAnsätzezudatieren.Allerdingsistdamitzurechnen,dassdieehemalssteilen Krater-Innenwände Rutschungen und Trübeströmebedingten,wodurchdieSchichtenfolgederKraterfüllungge-störtseinkannundihreEntschlüsselungkompliziertwird.

2 material und methoden

2.1 material

Im Rahmen der wissenschaftlichen Forschungsarbeiten amRodderbergwurdeeinerseitsderbeiderBohrungRodder-berg1gewonneneKernimGanzenuntersucht,andererseitswurden einzelne Proben zur Lumineszenz-Datierung ent-nommen.DieLagedieserProben(außerProbebei50m)istinAbbildung2dargestellt.

2.2 methoden

2.2.1 Gesteinsmagnetisch/sedimentologische untersuchungen

DerersteAnsatzzurDatierungderSedimentedesRodder-bergbohrkernesbasierteaufgesteinsmagnetisch/sedimento-logischenUntersuchungen(Hambach2001).Farbspektrome-trischeMessungensowiedieBestimmungdermagnetischenVolumensuszeptibilität(Abb.4)erfolgtenzurCharakterisie-rungdesKernes.AnschließendfolgtenfrequenzanalytischeUntersuchungendesHelligkeitsdatensatzes.DieErgebnissedieserUntersuchungensollenanandererStelleausführlichdiskutiertwerden.

ZurBestimmungdermagnetischenVolumensuszeptibili-tät(s.Hambachetal.2008)wurden561diskreteProbenimAbstand von 10 cm aus dem Kern entnommen. Das Sedi-mentwurdeinPlastikdosenmiteinemVolumenvon6,4 cm3gefüllt. Die magnetischeVolumensuszeptibilität wurde an-schließend im paläomagnetischen Labor des GeologischenInstitutesderUniversität zuKölnmit einerKLY-2Kappa-brücke(AGICO,Brno)bestimmt(AC-Feldvon300A/mbei920Hz).

Farbmetrische Messungen wurden mit einem Spektro-photometer (Minolta CM-2002) vorgenommen. Die KernewurdenvordenMessungengesäubert.WenigeMillimeter,gelegentlichaberauchbiszu20 mmmusstenentferntwer-den,umeinefrische,bergfeuchteSedimentoberflächezuer-halten.DiedetaillierteAufnahmedesKernserfolgteim2cmAbstand.Insgesamtwurdenan55 mKern2571MessungenimFarbsystemL*a*b*vorgenommen.BestimmtwurdendieHelligkeit und die spektrale Zusammensetzung des reflek-tiertenLichts.Weiterhinwurdeetwaalle0,25 mderMUN-SELL-Farbwertregistriert.

2.2.2 sedimentologisch-paläopedologische untersuchungen

Sedimentologisch-paläopedologische Untersuchungen wur-denvonKöhne(2002)zurCharakterisierungderSedimenteund Böden des Rodderbergbohrkernes angewendet: Korn-größenanalysen, Carbonat- und pH-Bestimmungen, Be-stimmungen der organischen Substanz und verschiedenerEisenoxideundHydroxide(Abb.3)undergänzendeonline-Materialien). Detaillierte Beschreibungen der angewand-ten Methoden finden sich unter anderem in Köhn (1929),Schlichtingetal.(1995)undDiekkrüger&Glade(2000).


Abb

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grau-grünlich

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gräulich-ocker graubrauntoniges,

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nachschluffig

marmorierthellbraun-beigeweiß

feinlaminierthellbraun-beigeweiß

rötlichockergelblichocker

gelblichockerrötlichocker

beigeweißeBereichefeinsandig

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P50

41,7

0m

P51

42,6

5m

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43,7

0m

P53

44,7

5m

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P54

45,6

0m

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49,3

5m

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46,5

0m

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47,2

0m

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47,8

0m

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48,1

0m

F F

FF

50,0

m

50,5

m

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m

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m

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m

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m

53

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m

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hellgrau grünlichgraublauschwarz

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schwachtonig

fein

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schluffig schluffig schluffig


nachschwachtonig

Umlagerungs-zone

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53

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m

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53

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m

F F(F)


2.3 Lumineszenzdatierungen

Blanchard (2002) nahm IRSL- undTL-Datierungen einerProbebei50mTiefeausdemunterenAbschnittdesRodder-bergbohrkernes1vor.EsfolgtenAltersbestimmungs-Versu-chevonvierProben(6,4m,9,5m,13,9m,19,6m)ausdemoberenKernbereich(sieheAbb.1undAbb.4linkeSäule)je-weilsmitTLundIRSLdurchFischer(2004).EinefünftePro-beaus30,1mTiefewurdeeinemDatierungsversuchmittelsdesIRSL-SAR-Protokolls(Abb.5)nachKadereit(2002),mo-difiziert von Fuchs (2001), unterzogen. Zusätzlich erfolgtedieMessungderB-OSLderQuarz-Feinkornfraktion(Abb.6)dieserProbenachdemmodifiziertenSAR-Protokoll(Fuchs2001)(Abb.7).DieB-OSLvonQuarzhatgegenüberderIRSLvonFeldspätendieVorteileeinerdeutlichhöherenLichtemp-findlichkeitsowiedesFehlensanomalenAusheilens.Nach-teilig erweist sich die erheblich geringere Sättigungsdosis.NähereInformationenzuTheorieundAnwendungderLu-mineszenzmethodefindensichunteranderembeiWagner(1995,1998),Fuchs(2001),Preusseretal.(2008)undRo-berts (2008), detaillierte Angaben zur ProbenaufbereitungbeiBlanchard(2002)undFischer(2004).

2.4 Palynologie

Das Profil Rodderberg wurde von 7,63–54,80 m möglichstengständig (5–10 cm) für eine Pollenanalyse beprobt. DasMaterialiststandardmäßigmitKOHundHF(45%)aufberei-tetworden.DanacherfolgtedieAcetolysierungnachErdt-mann(1969).Abschließendwurdegesiebt(10µm).

Die aus geringererTeufe stammenden Proben erwiesensichalsäußerstpollenarmoderpollenleer.Erstab37,57mfandensichstatistischausreichendePollenmengen.Eskonn-ten zwischen200und500Pollen jeProbeausgezähltwer-den.DasErgebnisderAuszählungenistimPollendiagramm(Abb. 8) dargestellt. Dabei beziehen sich die prozentualenAngabenaufdieSummeallerLandpflanzenpollen=100%.

3 bisherige Ergebnisse

DieErgebnissevonKöhne(2002),diehiernichtimEinzel-nendargelegtwerdenkönnen,veranlasstenihnzumVersucheinerKorrelationmitderdermittel-undniederrheinischenLössstratigraphienachSchirmer(2000).AusseinenAnaly-senberechneteerzunächstzweiPaläoböden-Indices,V1undV2,mit

V1=Fed

Fet

und

V2=(Fed-Feo)

Fet/Ton

wobeiFeddithinit-löslichesEisen, FeooxalatlöslichesEisenundFetGesamt-Eisenbedeuten(nachGünster&Skowro-nek2001,s.Füllneretal.2005,Skowroneketal.2007).BeiV2wirdFetnochaufdenTongehaltnormiert.FürProbenausdemreduzierendenMilieuwurdeV2variiertzu

V2red=Feo

Fet/Ton

SchließlichentwickelteKöhneden„Paläobodenindex“

PBI=(Fed/o/Fet)•(Ton/10)•OS

((pH-7)+(CaCO3/10))/2

IndiesengehenaußerdenGrößenFed,Feo,FetundTonge-haltnochderpH-WertundderCalziumcarbonatgehaltein.DabeiwurdedasgesamtepedogeneEisen(Fed)fürdenae-roben,dasgesamtereduzierteEisen(Feo)fürdenanaerobenBereichinsVerhältniszumGesamteisengesetzt.OSbedeutetdenGesamtgehalt (%) der organischen Substanz. Eine Zu-sammenschau der drei Indizes für den Kern Rodderberg 1gibtAbbildung3.NachDiskussionenmitnamhaftendeut-schenBodenkundlernmüssenwirjedochdieGültigkeitdesvon Köhne entwickeltenV2red-Index aufgrund der hohenKarbonat-MobilitätinderphreatischenZoneinFragestellenundmöchtendahereinstweilendievonKöhnepostuliertenInterstadialbödeninTeufen>35mnichtindienachfolgendeArgumentationeinfließenlassen.

DiegesteinsmagnetischenundsedimentologischenUnter-suchungenvonHambach(2001)erlaubeneineUnterteilungdes Bohrkerns in klar getrennte Sedimentationsabschnitte(Abb.4).Der‚Helligkeitswert‘(L*)derfarbmetrischenMes-sungen spiegelt als Funktion der Teufe die lithologischenEinheiten wider. Bodenbildungen im Löss und seinen De-rivaten (0–1 m, 14–15 m, 18–35 m) sowie vulkanischeTe-phren(7–10m,47–49m)bzw.Einschwemmungenverlager-ten Materials vomTuffwall des Rodderbergs selbst (26–27u.50–51m)liefernrelativdunkleWerte.DiehellstenWertefindensichimreinenLössbei16–18m.ErwartungsgemäßistderAbschnittunterhalbvon40merheblichdunkleralsdergesamteübrigeKern.Dunkelgrauebisblau-schwärzlicheFarbtöneherrschenhiervor.Fe-Sulfidesinddiefarbgeben-denMinerale.Sieoxidierenschonnacheinigen10erMinutenbzw.wenigenStundenundveränderndieFarbezuhellerenGrau- bzw. Brauntönen. Nur der frisch geschnittene KernzeigtdieOriginalfarben.

Die Werte der magnetischen Volumensuszeptibilität(Abb. 4) variieren mit der Teufe um 2 Größenordnungen(Minimalwert=93μSI,Maximalwert=15 310μSI).DerhoheMittelwertvon983μSIsprichtfürdenBeitragvonvulkani-schem Detritus in nahezu allen stratigraphischen Niveaus.DasdunkleTuffbändchenin9,9mTiefeerzeugteinscharfesMaximum.DieabsolutenMaximaknappunterhalb26und50msindaufdieEinschwemmungvonvulkanischemMa-terialausdemTuffwalldesRodderbergsselbstzurückzufüh-ren.DieMinimabei2und6msindEffektederLösungvonEisenmineralen.DieIntervallesindimKernalsBleichungs-horizonte ausgewiesen. Grundsätzlich lässt sich festhalten,dass die Amplitude des Suszeptibilitätssignals bis etwa 18mgering,von18bisetwa34mmaximalunddannwiedergeringerist.Ab50mnehmendieVariationenwiederzu.DerÜbergangvonterrestrischerzulimnischerSedimentationbei36bis40mmachtsichindenWertendermagnetischenSus-zeptibilitätnichtbemerkbar(Abb.4).


TL4,13 m

P 10,30 m

P 20,80 m

P 31,60 m

P 42,10 m

P 74,20 m

P 52,50 m

P 63,25 m

TL6,42 m

TL9,50 m

Tuffbändchen~ 1cm

Tuffbändchen~ 0,1cm

P 85,50 m

P 107,60 m

P 96,50 m

P 139,50 m

P 128,95 m

P 118,10 m

P 149,90 m

TL13,89 m

P 1510,50 m

P 1712,50 m

P 1914,50 m

P 1813,50 m

P 1611,50 m

P 2015,50 m

P 2217,50 m

P 2116,50 m

TL19,60 m

P 2419,50 m

P 2318,50 m

P 2520,10 m

P 3224,20 m

P 3123,30 m

P 3022,70 m

P 2922,30 m

P 2821,80 m

P 2721,50 m

P 2620,90 m

TL25,05 m

P 3325,50 m

P 3426,50 m

P 3628,50 m

P 3729,50 m

P 3527,50 m

TL30,10 m

P 3830,50 m

P 4133,50 m

P 3931,50 m

P 4234,50 m

P 4032,50 m

TL35,02 m

TL39,20 m

P 4739,50 m

P 4638,50 m

P 4335,50 m

P 4537,50 m

P 4436,50 m

P 4840,10 m

P 4940,70 m

P 5041,70 m

P 5142,65 m

P 5243,70 m

P 5344,75 m

TL45,10 m

Feinsandlage~ 1cm

P 5445,60 m

P 5949,35 m

P 5546,50 m

P 5647,20 m

P 5747,80 m

P 5848,10 m

TL54,95 m

P 6050,10 m

P 6554,90 m

P 6150,50 m

P 6251,40 m

P 6353,00 m

P 6453,60 m

0 m

5 m

10 m

15 m

20 m

25 m

40 m

30 m

35 m

45 m

55 m

50 m

-500 -400 -100 200 500-200

%

300-300 100 4000

552%

I-2453%I

[Quelle: Eigener Entwurf]

SD 173,14

SD 101,67SD 38,59

Abb. 3: Verwitterungsindices und Paläobodenindex für Kern Rodderberg 1 nach Köhne. V1 = Verwitterungsindex 1 (hellgrau) V2=Verwitterungsindex 2 (dunkelgrau); PBI = „Paläobodenindex“ (braun); SD = Standardabweichung vom arithmetischen Mittel in % der einzel-nen Kurven; gestrichelte dunkelgraue Linie = Feo/Fet/Ton. Quelle: Eigener Entwurf

Fig. 3: Weathering indices and palaeosoil index fort the coring Rodderberg 1 after Köhne. V1 = weathering index 1 (light grey); V2 = weathering index 2 (dark grey); PBI = “paleosoil index” (brown); SD = standard deviation from arithmetic mean in % for the individual curves; dotted dark grey curve = Feo/Fet /clay. Source: Own Layout


Tuffbändchen~ 1cm

Tuffbändchen~ 0,1cm

Feinsandlage~ 1cm

50 40 30 20

heller willkürliche Einheiten dunkler

Bohrung Rodderberg 1

'Helligkeit'(geglättet)

100 1000 10000

Magnetische Volumensuszeptibilität in SI(geglättet)

54

52

50

48

46

44

42

40

38

36

34

32

30

28

26

24

22

20

18

16

14

12

10

8

6

4

2

0

Kern

teu

fein

m

Abb. 4: Helligkeitswerte (links) und volumennormierte magnetische Suszeptibilität (rechts) des Kerns Rodderberg 1.

Fig. 4: Lightness values (left) and volume-normalized magnetic susceptibility (right) of core Rodderberg 1.


DieErgebnissedergesteinsmagnetischenundsedimento-logischenUntersuchungenerlaubenalleineaussichherauskeinechronostratigraphischeInterpretation.

DievonBlanchard(2002)durchgeführtenLumineszenz-datierungenaneinerProbeaus50mTiefeergabenebenfallskeineindeutigesErgebnis.DiemitIRSLvorgenommeneDa-tierung(66,3±13,1ka),beidereineAltersüberschätzungin-folgeunvollständigerBleichungderFeldspatkörnerbeiAb-lagerungeherverhindertwirdalsbeiderTL,istsignifikantjüngeralsdieAltersbestimmungmittelsTLmit106,5±13,1ka. Andererseits liegen vielfache Beobachtungen vor, nachdenendieIRSL-AltervonLössen>ca.50kajüngerausfallenalsdieTL-Alter,worauseinegeringereLangzeitstabilitätdesIRSL-Signalsvermutetwerdenkönnte.

DieLumineszenzdatierungsversuchevonFischer (2004)anProbenausdemoberenKernbereich(nachKöhne:Lösse)zeigenalledasgleicheResultat.BeiunterschiedlichenHeran-gehensweisen,sowohlbeiTLalsauchbeiIRSL,beiderad-ditivenundderregenerativenMethode,liegtdasnatürlicheSignalallerProbeninSättigung.InAbb.5wirdexemplarischdasIRSL-WachstumsverhaltenvonProbeBT64gezeigt,dasals repräsentativ für dasWachstumsverhalten der anderenProben angesehen werden kann. Die oberen Datenpunkte

Bt64 IRSL

Intensity

Nat. IRSL

BT 88 IRSL

Nat. B-OSL

BT 88Q B-OSL

Abb. 5: IRSL-Messungen der Probe BT64 (additiv, Sechsecke oben, und regenerativ, Quadrate unten). Das natürliche Signal ist innerhalb der Feh-lergrenzen in Sättigung, das mit der erwarteten Dosis regenerierte Signal erreicht bei weitem nicht die natürliche Intensität (Fischer 2004).

Fig. 5: IRSL measurements of sample BT64 (additive doses, hexagons at top, and regenerative doses, squares at bottom.) The natural signal is in satura-tion within error bars, the expected regenerative dose by far does not reach the natural signal intensity (Fischer 2004).

Abb. 6: IRSL-SAR Messung der Probe BT88 (Fischer 2004).

Fig. 6: IRSL-SAR measurements of sample BT88 (Fischer 2004).

Abb. 7: B-OSL-SAR Messung der Probe BT 88 (Fischer 2004).

Fig. 7: B-OSL SAR measurements of sample BT88 (Fischer 2004).

(Sechsecke)stellendasadditiveSignalwachstumdar,dieun-teren(Vierecke)dasregenerative.

Folglichistesnichtmöglich,mitdengewähltenLumines-zenz-MethodenandenvonFischer(2004)bearbeitetenPro-beneinAlterzuermitteln.AuchdieProbeBT88aus30,10mTiefezeigtegleicheErgebnisse(IRSL-SAR-Feinkorn):dasnatürlicheSignalliegtinSättigung.Abb.6zeigt,dassbeiei-nerDosisvon133Gy(entsprechend800sBestrahlung)dasnatürlicheSignalnichterreichtwird,obwohldieerwarteteEDbei≤100Gyliegt.ÄhnlicheszeigtsichbeiderB-OSLvonQuarzderProbeBT88:dasnatürlicheSignalwirdbeieinerDosisvonca.300Gray(entsprechend1 800sBestrahlung)nichterreicht(Abb.7).

EinTest(IRSL-Feinkorn)zurBestimmungderSättigungs-dosiswurdeanProbeBT62(6,4m)durchgeführt.Dasrege-nerierteIRSL-Signalistabetwa250GrayinSättigung,waseinen für IRSLungewöhnlichniedrigenWertdarstellt.BeieinerDosisleistungvon3,5Gy/kawürdedies einemAltervonetwa71kaentsprechen.ZumVergleichwirddieabge-schätzte Sättigungsdosis der Probe aus 50 mTiefe (Blan-chard2002)vonca.700Grayangeführt,diebeiderzuge-hörigenDosisleistungvon3,2Gy/kaeinemAltervon>200ka gleichkäme.AuchdieserVersuch legt fürLösse äußerstungewöhnlicheLumineszenz-EigenschaftenderProbenahe,dieeinerDatierunghinderlichsind.

DasPollenbildimTeufenabschnittunterhalbvon37mistinsichrechthomogen.BeherrschendeElementesindkältere-sistenteGehölze(Pinus, Betula, Picea),AlnussowiediePoa-ceaeundCyperaceae.DenkaltzeitlichenCharakterderFloraunterstreichtauchderNachweisderGrünalgePediastrum.Thermophile Laubbäume wie Quercus, Ulmus, Tilia, Acer und CarpinussindnurmitEinzelkörnernnachgewiesenundsicherlich das Resultat eines Fern- bzw. Sekundäreintrags.Markant sind die geschlossenen Kurven der Ericales (Eri-caceae, Calluna)undvonSphagnum,waseineausgeprägteVersauerungderBödenanzeigt.

Auffallend ist eine sippenreiche Krautflora mit Erica-les, Poaceae, Cyperaceae, Caryophyllaceae, Ranunculaceae, ChenopodiaceaesowieThalictrumundPlantago major/me-dia.WichtigistvorallemderNachweisvonArtemisia,de-renKurveaufrelativhohemNiveau(max.13%)weitgehendgeschlossenist.DieseraufMineralbödengedeihendeHelio-phytistnachMenke&Tynni(1984)kennzeichnendfürdie


beginnendeWeichsel-KaltzeitunddientalsAbgrenzungje-nervonderEem-Warmzeit.

Die Flora kennzeichnet demnach insgesamt eine begin-nendeKaltzeitmitmöglicherweisenochgeschlossenenKie-fern-Birken-WäldernindernäherenUmgebungdesRodder-bergesundstimmtmitderFloraweitgehendüberein,dieinNiedersachsendasHerning-Stadialkennzeichnet(Menke&Tynni1984,Caspers1997).HierwiedortkanndieAbfolgein2Abschnitteuntergliedertwerden.DiemächtigereSubzo-nereichtvon40,0–54,80m.SieistnebenhohenGraspollen-quotenvorallemdurchdiegeschlossenenKurvenvonArte-misiaundderEricalesgeprägtunddemunterenHerning-Stadial (WF Ia) zuzuordnen.DieobereGrenzewirddurchdenAnstiegderCyperaceaesowiedenAbfallvonArtemisia,derCaryophyllaceaesowiederEricalesmarkiert.DiedarauffolgendeZoneistdeutlichsippenärmeralsdieuntereZoneund wird überwiegend durchGräser und Pinus bestimmt.Da sie inderBohrungRodderberg1nurüber 2 mbei ei-nergeringenProbendichteverfolgbarist,lässtsiesichnichtnähercharakterisieren,wohlabermitBefundenausnieder-sächsischen Profilen (z.B.Tost 37b, Caspers 1997) deutlichparallelisierenunddemausgehendenHerning-Stadial (WFIb)zuordnen.

4 diskussion der Ergebnisse des bohrkerns

EineVielzahlvonProxy-DatenvomBohrkernRodderberg1konnteerhobenwerden,derenschlüssigeInterpretationabernoch Probleme bereitet. Ein wichtiges bisheriges Ergebnisbesteht darin, dass zwei klar getrennte Sedimentationsab-schnitte erkannt wurden. Der untere, gute PollenführungaufweisendeTeil zwischen ca. 55 m und 40 mTeufe setztsichnachallenvorliegendenErkenntnissenausSeesedimen-tenzusammen.DerobereTeil(40mbis0mTeufe)besteht,abgesehenvongeringmächtigenLagenvonSpülsedimentenundallochthonenTephren,ausLössenundLössderivaten,indenenfossileBodenbildungeninterstadialenCharakterser-kennbarsind.

Eszeigtsich,dassaufgrundobenangeführterErgebnis-seweiterhinKlärungsbedarfbezüglichdestatsächlichenAl-tersdesKerninhaltesbesteht.DieDatierungsergebnissedesKerninhalteswirken sichnichtaufdieEruptionsgeschichtedesRodderbergs imeigentlichenSinneaus,da imKernin-haltkeineeigenenprimärenTephrenenthaltensind;dage-genmüssendieVersuchezurLumineszenz-DatierungaberineinemModellBerücksichtigungfinden,welcheseineEr-klärungfürdieDatierungs-Fehlversuchebereitstellenkann.

MöglicheUrsachenfürdiedifferierendenErgebnissederLumineszenzdatierungbeidenvonBlanchard(2002)ange-wandtenMethodenkönnteneinebessereEignungderTLfürAltersbereiche ≥100 ka (Wagner 1995) wie auch möglicheIRSL-AltersunterschätzungenaufgrundgeringererLangzeit-stabilitätderIRSLimVergleichzurTLsein.DesWeiterenbe-stehtdieMöglichkeiteinerfürdieTLunzureichendenBlei-chungundNullstellungdesTL-SignalsdesProbenmaterials.DieBleichungszeitdesTLSignalsliegtzwischeneinemundmehrerenTagenTageslichtexposition,wohingegendasIRSL-SignalbereitsnacheinigenMinutengutgebleichtist(Lang1996).

Immerhin, trotzallernochoffenenFragen,zeichnetsichals übereinstimmendes Ergebnis der bisherigen Untersu-

chungenamKernRodderberg1ab,dassderuntersteKernab-schnitt(50–55m)imUnterweichselsedimentiertwurde.DasEem-Interglazial wurde demnach noch nicht erreicht. DasfürdenalsSeesedimenteangesprochenAbschnittdurchgän-gigkaltzeitlichePollenspektrumunterstützteinfrühwürm-bzw.frühweichselzeitlichesAlter.Dieaufgrundderbisheri-genpalynologischenErgebnissenahegelegteEinstufungdesgesamtenKenabschnitteszwischen37,57mund64,80minsHerning-Stadial erscheint aber wegen der dann für diesenZeitraum zu postulierenden enormen Sedimentationsrateproblematisch.Zwarwürdedas(möglicherweiseüberschätz-te)TL-Alterbei50m(107±13ka)fürdieseTeufemitderEin-stufunginsHerning-Stadialübereinstimmen.EineMächtig-keitderSedimentealleinedesunterenHerning-Stadialsvonfast15mistaberkaummitdensedimentologischenBefun-deneinerruhigenAblagerunginEinklangzubringen.SolltedasHerning-Stadialwirklicherstbeica.37,6mTiefeenden,müsstendasBrørup-unddasOdderade-Interstadialindenlössartigen Sedimenten vertreten sein, wofür aber aus pa-läopedologischerSichtbisherkeineHinweisevorliegen(vgl.Schirmer2000,2010).DeshalbmusseinstweilendieFrage,obimKernbereichzwischen37,5und54,8mmehrZeitinhaltdesFrühweichselsalsnurdasHerning-Stadialvertretenist,offengehaltenwerden.

DieErgebnisse vonFischer (2004) lenkendas InteressederForschunghingegenineineneueRichtung.Eszeigtsich,dassfürkeinederfünfvonihruntersuchtenProbenmitHilfederangewandtenDatierungsmethodeeinendlichesAlterzubestimmenist.

Die bisher vorgestellten Ergebnisse bedürfen einer in-tensiven Diskussion. Für die unerwarteten Ergebnisse vonFischer(2004)sindzweiErklärungsansätzenaheliegend:

1.EshandeltsichumMaterial,dasandereLumineszenz-eigenschaftenalstypischerLössaufweist.

2.BeiAblagerungerfolgteunzureichendeBelichtungdesProbenmaterialsunddamitunvollständigeNullstellungdesLumineszenzsignals (bei direktem äolischen Eintrag aller-dings praktisch ausgeschlossen), oder es handelt sich umälteres, zunächst in unmittelbarer Umgebung abgelagertesMaterial, welches mit bisher noch nicht erkannten land-schaftsgenetischenProzessenzuerklärenist.

EszeigtesichanderLumineszenz-ProbeBT88(IRSL-SARund B-OSL-SAR an Quarz) in einem Bereich (30,10m), indemessichnachKöhne(2002)umtypischenLösshandelt,dassdasnatürlicheSignalauchbeidiesemMaterialundauchfürverschiedeneStimulation(TL,IRSL,B-OSL)inSättigungliegt. Lumineszenz-Sensitivitätsänderungen nur bei Feld-späten können aufgrund der gleiche Ergebnisse lieferndenOSL-Messungen an Quarz als unwahrscheinlich gelten, dafürbeideMineraleunterschiedlicheLumineszenz-Sensititvi-tätsänderungenanzunehmensind.

WenneineunvollständigeNullstellungdesLumineszenz-signalsodereineVermischungbelichtetenundunbelichtetenMaterials stattgefunden hat, so würden die resultierendenAlterentwedereinfrüheresEreignisdatierenoderunbrauch-bare Mischalter liefern.Weiterhin besteht die Möglichkeit,dass es sich um Material höheren Alters als angenommenhandelt. Altersüberschätzungen und -inversionen wurdeninWeichsel-/Würmlöss-Profilenhäufig imZusammenhangmitmakroskopischerkennbarenSolifluktionserscheinungenwieSchlieren,FahnenundVerfältelungenbeobachtet.Dabei


38

40

42

44

46

48

50

52

54

Teufe/m

20

40

Pinus

Pic

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bies

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20

Bet

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Abb. 8: Pollendiagramm der Bohrung Rodderberg 1.

Fig. 8: Pollen diagram of core Rodderberg 1.

istdiesolifluidaleSedimentationnichtnuraufdenBereichmiterkennbarenSpuren(Gleitflächen)beschränkt,dadiesemeistgeringmächtigeSchichtnuralsGleitflächefürmächti-gereSchichtpaketediente,diewährendihresAbgleitensih-re typischeStruktur behielten. StarküberschätzteTL-AlterergebensichnachBergeretal.(1987,zit.inZöller1989)fürTurbiditeundSedimente,dieohneodernurmitunzu-reichenderBleichungineinemSeezurAblagerungkamen.

Solche Altersüberschätzungen und -inversionen könnenlaut Zöller (1989) wertvolle Informationen über geomor-phologisch-sedimentologische Prozesse liefern. So müsstenfolglichUmlagerungsprozessestattgefundenhaben,beide-nendieSedimentenurunzureichendlangodergarnichtdemTageslichtausgesetztwurden.DabeidenuntersuchtenPro-bensowohlfürTLalsauchIRSLkeineodernurunzureichen-deBleichungstattfand,kanndasMaterial,wennüberhaupt,nurwenigeSekundenbelichtetwordensein.

Köhne(2002)beschreibtvielfachdurchWasserbeeinfluss-teBereichemitReduktionsmerkmalen,sowieUmlagerungs-zonen,dieerunteranderemaufintensiveSpülprozesseundSolifluktionzurückführt.Dasses sich imRodderbergkraterum umgelagertes Material handeln kann, wird außerdemdurchdieextremhoheEntkalkungstiefe(fast15m;Köhne2002)imVergleichzumbenachbartenLöss-Hügelland„Plei-serLändchen“(ca.2m;eig.Beob.L.Z.,vgl.Smykatz-Kloss2003) nahe gelegt. Auch die vorgenommene Pollenanalyselässt auf Umlagerungen des Sedimentes schließen. Der imBohrkernenthaltenePterocaryaPollenlegtHerkunftauster-tiärenbismittelpleistozänenQuellennahe,wobeidieRönt-gendiffraktometrie tonmineralogisch keinen Hinweis auftertiäresAlterliefert(Fischer2004)undsomitderPteroca-rya-PolleneherausmittelpleistozänenSedimentenstammenkönnte,dieindenKraterverlagertwurden.

Alternativ muss aber in Betracht gezogen werden, obpostsedimentäreProzessefürbestimmteAbschnittederfein-klastischenSedimentsequenzdieLumineszenzeigenschaftenvonQuarzenundFeldspätenderartverändernkonnten,dasseineDatierungmitetabliertenLumineszenzverfahrennichtmöglich ist. Zwar konnten spätglaziale und holozäne See-sedimentedesHolzmaares (Westeifel)zuverlässigmitOSLundTLdatiertwerden (Lang&Zolitschka2001), insge-samt liegen jedoch bisher nicht ausreichende Erfahrungenvor, um diese Frage jenseits von Spekulation überzeugendbeantworten zu können. Hier istGrundlagenforschung er-forderlich.

5 Probleme einer landschaftsgenetischen interpretation

DiedargestelltenUntersuchungenunddiesichdarauserge-bendenFragenbezüglichderEruptionsgeschichteundLand-schaftsgenese lassen derzeit eineVielzahl möglicher Erklä-rungsansätzezu.AndieserStellesollennurproblematischeBeobachtungen und Überlegungen angeführt werden, diebeimVersucheinerlandschaftsgeschichtlichenInterpretationnichtverdrängtwerdensollten.


DieguteErhaltungderMaarkessel-FormließesichunterUmständen durch eine jüngere Maareruption erklären, fürdieHinweiseinderfinalenEruptionsphasevorliegenkönn-ten.DiesehättevermutlichinnerhalbeinesälterenmitSe-dimentenverfülltenKratersstattgefunden.DasFehlenvonLössenoderSeesedimentenindenjüngstenAuswurfmassendesRodderberges(P7undFigure2KinPaulicketal.2009)sprichtaberehergegendieseAnnahme.EsfindensichnurLösseunteroderüberdenTehprendesRodderberg-Vulkan-komplexes.

Die Maartuffe der möglichen älteren Maareruption be-schriebRichter(1942)alskonkordantaufderHauptterras-se liegend, so dass die ältere Maareruption am Ende oderkurznachEndederHauptterrassenzeitstattgefundenhabenkann (Blanchard2002,Fischer2004).DaRichter (1942)eineAblagerungderälterenMaartuffe in langsamfließen-demWasserzusammenmitdenGeröllenderHauptterrasseannahm,könntediefrüheSedimentfüllungdesRodderberg-kratersalsomöglicherweiseaufvomRheinbeiHochwässerneingespültesMaterialzurückgehen.DieseInterpretation,diekonkordanteLagerungannimmt,beruhtallerdingsnuraufpunktuellen Beobachtungen und muss daher sehr kritischbewertetwerden.

Vom Rodderberg konnte allerdings bisher keine Datie-rungsignifikantüber300kavorgelegtwerden,wohingegendievonBogaard&Schmincke(1990)undvonLippoltetal.(1986)ausdemnahegelegenenQuartärprofilvonArien-dorf/Mittelrhein(tR8)vorgelegtenAr/Ar-DatierungenanSa-nidinenimplizieren,dassderRheinsichbereitsvorüber450ka tief indieHauptterrasseneingeschnittenhatte. SolangeeinAlterderinitialenMaarphaseamRodderbergvon>500kanichtbelegtwerdenkann,istdierascheVerfüllungdesin-itialenMaarkratersdurchRheinhochwässerschwerhaltbar.

DurchzeitweiseübersteilteKraterränder,Klimaänderun-gen,wieauchErdbebenkannes zugravitativenundhan-gaquatischen Umlagerungen von Material aus der direk-tenUmgebungdesMaarkratersgekommensein,ohnedassausreichende Belichtung der einzelnen Mineralkörner und(vollständige)NullstellungdesLumineszenzsignalserfolgte.DannwürdesicheinTeilderbishererbohrtenSedimentfül-lungdesKratersausälteren,gravitativumgelagertenSedi-menten rekrutieren. Es müsste aber phasenweise auch zudatierbarer (Weichsel-) Lösssedimentationgekommen sein,diemöglicherweiseaufgrunddesgroßenBeprobungsabstan-desbishernichtnachgewiesenwerdenkonnte.DieTL-bzw.IRSL-datierbareProbeaus50mTiefeunterstütztdieseThesezwischenzeitlicher,ruhigerSedimentation.

AufgrunddieserÜberlegungenließesichvermuten,dassdie Forschungsbohrung Rodderberg 1 im Bereich des teil-weisemitumgelagertenSedimentenverfülltenMaarkratersabgeteuftwurde.EineBestätigungdieserVermutunghätteKonsequenzen für die Chronostratigraphie der Kraterfül-lung.

AndereInterpretationsansätzederLandschaftsgeschichtedes Rodderberg-Vulkankomplexes sollen damit nicht ver-drängtwerden.Siemüsstenaberglaubhafterklärenkönnen,warum

a)IRSL-/OSL-Altersinversionenbzw.-Sättigungserschei-nungenimKernRodderbergIvorhandensind,b)tertiärebismittelpleistozäneTaxaakzessorischimPol-lenspektrumdesKernsauftreten,und

c)derKernbereichzwischen0,8und14,8mentkalktist.DieoftbeobachteteUmlagerungälterenPollenserscheint

dabeiamwenigstenproblematisch.Einzunächstzufavori-sierendes Szenario, welches weitgehend ruhige und unge-störteSedimentationauchderoberen36mdesKerninhaltesannimmt,kannnurrestlosüberzeugen,wenneinenachvoll-ziehbare Erklärung des untypischen Lumineszenz-Verhal-tensderbisherausdiesemBereichgemessenen„Löss“-Pro-bengeliefertwerdenkann.DiebisherinweichselzeitlichenLössenMitteleuropasnichtbeobachteteenormeEntkalkung-stiefe (mit geringemvielleicht sekundäremCarbonatgehaltvon1,7%bei 0,8m)beiprimärenCarbonatgehaltenbis zu18%stelltebenfallseineHerausforderungandieForschungdar,wenndasSzenarioweitgehendruhigerungestörterSe-dimentation bestätigt werden soll. Allerdings treten unterDellen im Löss-Plateau vonTitel (Vojvodina, Serbien) un-terweitaus trockeneremKlimaals amRodderbergEntkal-kungstiefenimDekameterbereichauf,fürdiebesonderehy-drologische Bedingungen verantwortlich gemacht werden(Zeedenetal.2007).DiegroßeEntkalkungstiefe imRod-derberg-KraterkanndahernichtzwangsläufigalseinArgu-mentgegenweichselzeitlichenLösseintraggewertetwerden,bedarfabereinerKlärung.

6 schlussfolgerungen und Ausblick

DiebisherbestehendenAltersvorstellungenfürdenKernin-haltderForschungsbohrungRodderberg1nehmendasletzteGlazial(Würm/Weichsel)unddasHolozänalsAblagerungs-zeitraum an. Eine verlässliche chronometrische Einstufungkannbishernichtgeliefertwerden.Derbis zu200kaum-fassendeZeitraumzwischender letztenEruptiondesRod-derberg-Komplexes und den tiefsten in der Bohrung Rod-derberg3angetroffenenSedimenten(MindestalterEem)istbisherinderKraterfüllungnichtbekannt.

Die anhand der bisherigen Untersuchungen am Rod-derberg gewonnenen Ergebnisse zeigen, dass zur weiterenErforschung des Geoarchivs eine Intensivierung und Di-versifizierung der Vorgehensweisen nötig sind. So solltenProbennahmenzurchronologischenUntersuchungindeut-lichgeringenAbständenerfolgen.Außerdemhatessichalsnotwendigerwiesen,beiderAltersbestimmungeinesProfilsmehrere verschiedene Datierungsmethoden bzw. AnsätzezurAnwendungkommenzulassen.

EineneindeutigenNachteil stelltbisherdasVorhanden-seinnureinesgekerntenBohrprofilsdar.SokönnendieKon-tinuität einer Lage, sowie Störungen und Abschiebungenbzw. Gleitflächen unter Umständen nicht erkannt werden.Eine zusätzliche, tiefere Forschungsbohrung, die an einerdurchflachereVorbohrungenundweiteregeophysikalischeUntersuchungenfestgelegtenStelleerfolgensoll,versprichteinen großen Erkenntnisgewinn. Von großer Bedeutungwäre die zweifelsfreie Identifikation des Eem-Interglazialsdurch paläobiologische (bes. Pollenanalyse) und isotopen-geochemischeMethoden.ErsteHinweisedarauf liegenausderUntersuchungdesBohrgutesvomFrühjahr2008imAb-schnittzwischen55mund69mvor(Litt,frdl.Mitt.2009).

Wissenschaftlich korrekte Arbeit und Interpretation istnurdurchdieAnwendungchronologischerUntersuchungeninKombinationmitstratigraphischenÜberlegungen,boden-kundlichenundsedimentologischenBefundenundweiteren


Proxy-Daten,sowiedurchVergleichmitanderengutunter-suchtenGeoarchiven,alsoeinenmöglichstkomplexenMe-thodenverbund(„Multi-Proxy-Ansatz“),möglich.

Durch weitere Lumineszenzdatierungen sowie 14C-Da-tierungenandenSeesedimentendesKraterssolltendieimRahmendererfolgtenUntersuchungenaufgetretenenIRSL-Altersinversionenbzw.-überschätzungenevaluiertwerden.Dabeisolltesichergestelltwerden,obessichimBereichvon6–55 mumeinemehroderwenigerstörungsfreieSedimen-tation handelt, dieVorraussetzung für eine weitere detail-lierte Untersuchung mit Proxydaten ist. Unerlässlich sindaberauchGrundlagenuntersuchungenzudenLumineszenz-EigenschaftenderKratersedimentemitdemZielderÜber-prüfungihrergrundsätzlichenEignungzurLumineszenzda-tierung.

AlsVoraussetzungen für eine optimierte Positionierungeinerweiteren,tieferenForschungsbohrungimKraterwer-dendetaillierteVoruntersuchungenzurGeomorphologiedesKraters, weitere geophysikalische Voruntersuchungen derKraterfüllungundggfs.flachereVorbohrungeninrandlichenBereichendesKraterbodenszurIdentifizierungvonRutsch-massen angesehen. Großenteils liegen entsprechendeVor-untersuchungeninzwischenvor(Binot,frdl.mündl.Mitt.),detailliertegeomorphologischeUntersuchungendesinnerenKraterrandes oberhalbdesheutigenKraterbodens imHin-blickaufDeckschichtenundeventuelleAbrissnischenblei-benaberwünschenswert.

Die Berücksichtigung der hier genannten Kriterien undAufgaben sehen wir als unbedingteVoraussetzung an, dieKratersedimentedesRodderbergs als regionalundüberre-gionalhöchstbedeutendesArchivderKlima-undUmwelt-entwicklungindenletzten200bis300kazuerschließenundFehlschlüssezuvermeiden.

7 danksagung

DerGeologischeDienstNRWführtedieBohrungRodder-berg 1, das LIAG weitere Schneckenbohrungen im Jahre2008 durch. Die Messungen der magnetischen Suszeptibi-lität sowie die farbspektrometrischen Untersuchungen amKernRodderberg 1wurdenvomGDNRW inAuftragge-gebenundvonU.Hambachdurchgeführt.WirdankenderLeitungdesGD,namentlichHerrnProf.Dr.J.Klostermann,dieseDatenverwendenzudürfen.DieAutorendankenherz-lichDipl.-Geol.FranzBinot(LIAG)fürInformationenzumBohrkernRodderberg3undProf.Dr.Th.Litt,Bonn,füreineMitteilung(01.07.09)überinterglazialenPollenimunterstenTeilderBohrungRodderberg3.

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iSSn 0424-7116

relation of loess units and prehistoric find density in the Garzweiler open-cast mine, Lower rhine

Holger kels, Wolfgang Schirmer

Abstract: Based on a detailed loess stratigraphy in the loess plateau of the western Lower Rhine a statistical investigation budgets theshares of the main loess units from a wall area of 11,000 square meters. Therein the Brabant Loess (younger LateWürmianPleniglacial,MIS2)occupies45%,nearlyhalfof thepreserved loessbudget, theHesbayeLoess (olderLateWürmianPlenigla-cial,MIS2)about5%.Aquarterof thewhole loessbudget (25%)attributes to theKeldachLoess (EarlyWürmianPleniglacial,MIS4),onlyasmallshare(1,5%)totheRheingauLoess(MIS5).Thepre-Eemianloessestakethelastquarter(24%)ofthewholepreservedloessmass.

Astatisticalsearchforprehistoricfindsrecoveredduringprospectionsyielded131Palaeolithicbonesandartefactsthatcouldbeas-signedtothedetailedstratigraphy.Thebulkofthefindsbelongstotwoperiods,MIS4andMIS2–remarkablytotwocoldperiods.Thelackofinterglacialfindssuchasknownfromthesurroundingsofthisloessplateauareduetostrongperiglacialdenudationprocessesontheloessplateau.ThepresentfindstestifylocalhuntingactivityduringwetperiodsofMIS4forthefirsttimewithinthisarea.WhetherthefindsfromMIS2areautochthonousorreworkedfromolderstrataisstillopen.

[beziehung zwischen Lösseinheiten und dichte prähistorischer Funde im tagebau Garzweiler, niederrhein]

Kurzfassung: AufderBasiseinerdetailliertenLössstratigraphiewurdenaufdemLössplateaudeswestlichenNiederrheinsvoneinerAbbau-wandgesamtfläche von 11.000 qm die Anteile der wichtigsten Lösseinheiten berechnet. Darin nimmt der Brabant-Löss (spätesJüngeresHochwürm,MIS2)45%Anteilein,alsonahezudieHälftedesvorhandenenLösses,derHesbaye-Löss(frühesJüngeresHochwürm,MIS2)etwa5%.EinVierteldesLösses(25%)gehtandenKeldach-Löss(ÄlteresHochwürm,MIS4),nurwenig(1,5%)andenRheingau-Löss(MIS5).DemPrä-Eem-LössgehörtdasletzteViertel(24%)desgesamtenLösses.

EinestatistischeSuchenachprähistorischenFundenerbrachte131paläolithischeKnochenundArtefakte,diestratigraphischgenauzugeordnetwerdenkonnten.DieHauptmassederFundegehörtdenbeidenStadienMIS4undMIS2an–bemerkenswerterweisezweikaltenPerioden.DasFehleninterglazialerFunde–solchesindvomübrigenLössplateaudurchausbekannt–wirdderstarkenperiglazialenAbtragungundEinebnunginPlateaupositionzugeschrieben.DievorliegendenFundebelegenerstmalslokaleJagdak-tivitätwährendfeuchterPeriodenimStadiumMIS4.ObdieFundeausdemMIS2autochthonsindoderausälterenSchichtenaufgearbeitetwurden,mussoffenbleiben.

Keywords: Lower Rhine, loess budget, prehistoric finds, MIS 4, MIS 2

Addresses of authors:H. Kels,Geographisches InstitutRWTHAachenUniversität,Templergraben55,52056Aachen,Germany.E-Mail:[email protected];W. Schirmer,91320Wolkenstein24,Germany.E-Mail:[email protected]

1 Stratigraphic background

In the Lower Rhine area a new and detailed loess-soilstratigraphywaselaboratedbySchirmer(2000a,b,2002a,b,2006)(Fig.1).Theessentialsofthisnewstratigraphyare:1)A high amount of individual lithologic and stratigraphicmembers. 2) Interglacials solelyoccur as interglacial com-plexes,asbundlesof fossil soils.Eachinterglacialcomplexembraces more than one luvisol, and in addition intersta-dial soils.3)MIS3 is representedbyacomplexofat leasteightinterstadialcalcariccambisols.Thiscomplexisgenet-icallyinterpretedasaninitial,unfinishedinterglacialcom-plex (Schirmer 2002c). 4) Between the interglacial com-plexes are thick loess units during which enormous relieftransformation tookplace (euglacial). 5)Thewarmphasesof an interglacial complex are separated by short glacialevents (breviglacial) during which minor relief transfor-mation took place. 6) Several distinct discordances withintheloesscovervarythelocalpreservationofthecompletestratigraphy.

2 Aim, study area and methods

As the loess substratum is known for its excellent preser-vationofprehistoricfinds thequestionarose,whichis thestatistical rate of prehistoric finds preserved by the differ-entloesslayersandfossilsoils.

As the interglacial soil complexes embrace nearly thesame time span as the euglacials separating them, it wasexpected, that the interglacial complexes would render ahigherfindquantity than theeuglacialunits–quiteapartfromthefactofbetterlivingconditionsduringwarmerpe-riods (Schirmer2006: 84).This conceptionwasalsobasedon the statistical find quantity of glacial and interglacialfinds known from the Rhineland up to now (cf. Bosinski1995).

As proper place for such a statistical analysis theGarzweiler open-cast mine was selected with its exposedwallsupto6kminlengthandaloesscoverwithanaver-ageheightof8.7m (Figs.2–4).The investigationwascar-riedoutinajointprojectoftheGeologicalDepartmentof




Fig. 1: Compiled Rhine loess sequence (Schirmer 2006, slightly modified). A detailed description of the stratigraphy in English is given in Schirmer 2002b.

Abb. 1: Kompilierte Rhein-Löss-Folge (Schirmer 2006, etwas verändert). Eine detaillierte Be-schreibung der Stratigraphie in Englisch findet sich in Schirmer 2002b.

theHeinrichHeineUniversityofDüsseldorf(W.Schirmerand H. Kels) and the Institute of Prehistoric Archaeolo-gyof theUniversityofCologne(J.Richter,T.Uthmeier,U.Böhner)supportedbytheAPAproject(“ArchäologischeProspektion der Abbaukanten”, archaeological prospectionof theminingwalls)of the“StiftungArchäologie imRhei-nischenBraunkohlenrevier”.

Thegeological partwas to recognize and subdivide thedifferent loess units and their stratigraphic attribution bydrawingsoflongwallsectionswithatotallengthof1,6km(Schirmer1999,Schirmer&Kels2002,Schirmer&Kels2006,Kels2007).Thearchaeologicalpartwastoinvestigatethesewallsinvertical1mwidestripsindistancesofabout10 meters looking there for prehistoric finds (Böhner &Uthmeier2000,Uthmeier2006:280).

Withintheyears1998–2001avarietyofgeologicaldocu-

mentationswasmadeintheloesscoverbedsofthismine.ThroughthreeyearsT.Uthmeier,U.BöhnerandH.KelsyieldednumerousfindsofPalaeolithicalartefactsandbonesfrom the Garzweiler loess wall. 131 of them could be as-signedtothelocalloessstratigraphybyW.SchirmerandH.Kels.AnexampleofaloesswallsectionisshowninFigs.3and4.

3 shares of loess units and prehistoric finds

3.1 shares of loess units composing the western Lower rhine plateau

Within the open-cast mine Garzweiler several loess wallsweredrawnandstratigraphicallyanalysed.Tab.1presentsa statistical budgeting of wall areas with a total of over


0.1 square kilometers. Therein the pre-Eemian loess cov-ers a quarter (24%) of the whole wall area. The bulk of itbelongs to the Wetterau Loess (Schirmer 2002a: 16) thatrepresents the penultimate glaciation (MIS 6). 1.5% of thewallareatakestheRheingau-Loess(MIS5).ThisthinloessunitisoftenerodedbytheKeldachDiscordanceoryoungerdiscordances. The following Keldach Loess (correspondingto EarlyWürmian (Weichselian) Pleniglacial, MIS 4) takes25% of the wall area. It exhibits two humic regosols, theJackerath and Spenrath Soil, and four grey gelic gleysols,the Kaiskorb Soils 1–4. The two regosols proof that thisfirstpeakofthelastglaciationwaslesscoldthanpresumedbefore (Schirmer 2000b: 45). A following unconformityveiling the Ahr Interstadial Solcomplex (correspondingtoMIS 3) and themainpart of theHesbayeLoess (corre-sponding to earlyMIS2)was causedby theEbenDiscor-dance(Schirmer2003b).Thus,fortheAhrInterstadialSol-complexonly0.01%of thewall area remain.A reworkingproduct of the Eben Discordance is the Kesselt Layer, theuppermostpartoftheHesbayeLoess(olderLateWürmianPleniglacial,MIS2)thattakes5%ofthewallarea.Itisfol-lowedbytheBrabantLoessrepresentingtheyoungerLate

Würmian Pleniglacial, MIS 2 – the youngest loess with awallareaof45%.

3.2 shares of prehistoric finds within the different loess units

The stratigraphical distribution of the prehistoric finds inthe Garzweiler open-cast mine was extremely surprising.JudgingfromthefindspriortoourstudymadeintheLow-er Rhine loess plateau a prevalence of finds from the fos-sil soil clusters (Fig.1)within the loesspilewasexpected.However, our statistical approach (Tab. 1) showed quitedifferentresults(Kels&Schirmer2006a,b)(Tab.2):

•OnlyafewfindsarefromthePre-Eemianloesswhichcovers a quarter of the complete loess mass. Likewise theRocourtSolcomplex=MIS5wasfreeofprehistoricfinds.

•ThefirstcoldmaximumoftheLastGlacial(MIS4)isrep-resentedbytheKeldachLoess.Surprisinglyhalfofallfindswasyieldedhere(Fig.5).Thereinthefindsarecommoninallhorizonswithadistinctconcentrationtoitsdeeperpart.

•TheAhrgauLoess(MIS3)onlysparselypreservedwasfreeoffinds.

Fig. 2: Map of the loess plateau of the western Lower Rhine Basin (Kels 2007: Fig. 35; slightly modified). The inset map uses the European loess map (Haase et al. 2007). A = Amsterdam, B = Brüssel, K = Köln, V = Veldwezelt.

Abb. 2: Karte des Lössplateaus des westlichen Niederrheins (Kels 2007: Abb. 35; leicht verändert). Die eingefügte Übersichtskarte wurde der Europäischen Lösskarte entnommen (Haase et al. 2007). A = Amsterdam, B = Brüssel, K = Köln, V = Veldwezelt.


Fig. 3: Garzweiler open-cast mine. Loess wall section with the Rocourt solcomplex (Ro, red and dark brown), there incised colluvial Keldach Loess (light grey), and the small Kesselt Layer (Ke, yellow brown) (Hesbaye Loess) unconformably covering both older units, covered by Brabant Loess up to the top. At its base the brown Elfgen Soil (El), below the dark brown surface soil the slight brown fossil Leonard Soil (Le). Meter stick is 2 m long (Kels 2007: 140). Compare the associated drawing in Fig. 4.

Abb. 3: Tagebau Garzweiler. Abschnitt der Lösswand mit dem Rocourt Solkomplex (Ro, rot und dunkelbraun), darin eingeschnitten der verspülte Keldach Loess (hellgrau), and die geringmächtige Kesselt Lage (gelbbraun, Hesbaye-Löss), welche beide älteren Einheiten diskordant schneidet und bis zur Geländeoberkante durch den Brabant-Löss abgedeckt wird. An dessen Basis befindet sich der braune Elfgen-Boden (El), unterhalb des dunkel-braunen Oberflächenbodens der hellbraune Leonard-Boden (Le). Länge des Maßstabs: 2 m (Kels 2007: 140). Vergleiche hierzu auch die zugehörigen Zeichnung Abb. 4.

•Ontheotherhand,theverythinpreserveduppermostHesbayeLoess(lowerMIS2)representingthematurestageofthesecondcoldmaximumoftheLastGlaciationyieldedtheotherhalfofallfindsinGarzweiler(Fig.5).

•Unlikethis,theBrabantLoess(upperMIS2)depositedsincethemaximumoftheLastGlacialdidnotdeliveronesinglefind,althoughthisunitiswidelypreservedinitsfullthicknessandcomprisesnearlythehalfof thewhole loesscoveroftheexaminedwalls.

4 discussion

Weinterpretethefinddistributionasfollows:•ThelackofPre-Eemianfindsmaybeduetothelackof

theErftSolcomplexalongthiswall.InRheindahlen,thissoilcomplexyieldedalotoffinds(Schirmer2002b,findcompi-lationinIkinger2002).TheRocourtSolcomplex(MIS5)wasexposedoverlongerdistances,butdeliverednoprehistoricfinds.Thismaybedueto localconditions.Other localitiesasVeldwezeltontheMaasrivershowrichfindassemblagestherein(Gullentops&Meijs2002).

•TheKeldachLoess– representing theEarlyWürmianmaximumperiod–wasexposed inaquantityasmuchasthewholepre-Eemianloess.Itsfindassemblageisuniquefor

Fig. 4: Garzweiler open-cast mine. Loess section (Kels 2007: 200, meter 0–35, slightly modified). Le = Leonard Soil, El = Elfgen Soil (A/B), Be = Belmen Soil, Ke = Kesselt Layer, Ro = Rocourt Soil.

Abb. 4: Tagebau Garzweiler. Abschnitt der Lösswand (Kels 2007: 200, Me-ter 0–35, leicht verändert). Le = Leonard-Boden, El = Elfgen-Boden (A/B), Be = Belmen-Boden, Ro = Rocourt-Boden.

Fig. 5: Variety of Paleolithic stone tools from Keldach Loess (MIS 4) and Hes-baye Loess (MIS 2) excavated during the APA project from the Garzweiler open-cast mine (stone tool drawings from Böhner 2000).

Abb. 5: Bandbreite paläolithischer Steingeräte aus dem Keldach-Loess (MIS 4) und Hesbaye Loess (MIS 2), geborgen während des APA-Projekts im Tage-bau Garzweiler (Zeichnungen der Steingeräte aus Böhner 2000).


Tab.

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Hesbaye Loess (mis 2) [m²]


Ahrgau Loess (mis 3) [m²]


Keldach Loess (mis 4) [m²]


rheingau Loess (mis 5) [m²]


Pre-Eemian [m²]


total [m²]

minimum loess thickness [m]

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Tab. 2: Shares of both the loess units in the Garzweiler open-cast mine (from Tab. 1) and of Palaeolithic finds. (The small differences of the values given in Tab. 1 to that in Kels & Schirmer, 2006b are due to an improved planimetry.)

Tab. 2: Anteile der Lösseinheiten des Tagebaus Garzweiler (aus Tab. 1) und der zugeordneten paläolithischen Funde (geringe Abweichungen der Werte aus Tab. 1 zu denjenigen in Kels & Schirmer 2006b resultieren aus einer verbesserten Flächenberechnung).

thisarea.TheKeldachLoessisveryrichinsolifluidalloessatitsbase.ThisisawidespreadsituationincentralEurope.Semmel(1968:30)namedthissolifluidallayer“Niederesch-bacherZone”.Schirmer(2003a:49)statedthatthissoliflui-dallayeraccordingtolocalmorphologymayrepresentonlyathintimesliceatthebaseoftheKeldachLoessaswellasaratherlongperiodcomprisingthewholeKeldachandpartsoftheoverlyingAhrgauLoess.Thereisnoneedtoconsid-erredepositionoffindsintotheKeldachloessbecausefromtheunderlyingRocourtSolcomplexnofindsareregisteredalongthewallsinvestigated,althoughthisSolcomplexwasexposedoververylongdistances.Inmostcases,theartefactswereaccompaniedbymammalbones, in somecases evenartifical, which supports the glacial origin of the material.ThefindsoftheKeldachcomplexaresituatedinclosecon-nectiontosmallstreampositions.Thus,thesemoremoisturepositionsof the surfaceenvironmentmighthaveattractedbothanimalsandhunters(Schirmer2005:32).

•TheAhrgauLoesswasexposedonlywithitsbasalpartinonesmallplace(seeTab.1).Thus,therewasalimitedpos-sibilityforpreservationofpossiblerelics.

• It is theuppermostHesbayeLoess representedby theKesseltLayerthatyielded50%ofallfindsdespiteofitsshareofonly5%ofthewholewallarea.TheKesseltLayerwithanagearoundtheLateWürmianmaximum(Schirmer2000b:324, 2003b: 406) is a reworked deposit following the EbenDiscordance, the most striking unconformity within theLastGlacialloessoftheLowerRhine-Maasarea.Bothfindcomplexes,theKeldachandtheHesbayecomplex,showlowdistance to episodicwater runoffandpossible concentra-tionoffindsbysoilwashandsoilcreep(Schirmer2005:32).Thus,thefindsorsomeofthemmayresultfromreworkingofolderstrata.Sincethematerialismostlystillsharp-edgedandlikewisebonefindsdonotshowroundingeffectsonlylittletransportationovermetersordecametresisestimated.Nevertheless,thequestionwhetherthefindsoftheKeldachLayer are autochthonous or reworked from nearby olderstrataremainsopen.

5 Conclusion

Whenstartingstatisticalsearchforprehistoricfindswithinthe loess plateau of the western Lower Rhine area it wasexpected that usually the interglacial complexes wouldyieldthebulkoffinds.The6kmlongGarzweilerexposureis assessed to exhibit a rather common situation for theloess plateau. Moreover, there occur small loess localitiesin the Lower Rhine area within tectonical subsidence po-sition that exhibit quite different stratigraphical sectionsfromthatexposedintheGarzweilerexposure.Theselocali-tiesare,forexample,thebrickyardsofErkelenz(Schirmer2002a) and Rheindahlen (Schirmer 2002b). Rheindahlengave a largefind inventory thebulkofwhich is ofMIS 7age. Those rarely exposed strata normally are cut by thegreatdiscordancesalongthelongGarzweilerwalls.

Surprisingly,theGarzweilerwallexhibitedmostlyfindsfrom euglacial layers (Keldach Loess and Hesbaye Loess)(Tab. 2).Thisdemonstrates thatduringweteuglacialperi-odshunterswereactiveintheloessenvironment.Itshowson the other hand that main interglacial find complexesarenormallyerodedontheextendedwesternLowerRhineloessplateau.

Nevertheless, the Garzweiler open-cast mine gave theopportunity to present two euglacial loess units of tundraenvironment(MIS4andMIS2)withahumaninventoryofhunters in the tundra, which is unique up to now for theRhineland.

Acknowledgments

HolgerKelswouldliketoacknowledgethe“StiftungArchäolo-gie imRheinischenBraunkohlenrevier” for thesupportof thestudies during the APA project and by offering a stipend af-terwards.Forthepermissiontostudytheexposedwalls,theiradministrativesupportandcooperationwewouldliketothanktheRWEPowerAG.Finally,wewouldalso like toacknowl-edgetheminesurveyor(Markscheider)oftheOpencastmineGarzweilerforhighlyprecisemeasurementsinthefield.

Stratigraphy MIS Loess unit Quota of wall area %

Number of finds

Quota of finds %

late würmian maximum 2 mis 2

mis 3

Brabant 45 0 0

late würmian maximum 1 middle würmian

Hesbaye

ahrgau

4

0,01

64

0

49

0Early würmian maximum

mis 4 keldach 25,5 66 50

rhein interglacial Complex

mis 5 rheingau 1,5 0 0

pre-Eemian mis 6 to ?11 pre-Eemian loess 24 ?1 1total - - 100 131 100


We thank two anonymous reviewers for comments and sug-gestions.

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iSSn 0424-7116

untersuchung einer doline auf dem Zugspitzplatt Ein palynologischer Beitrag zur holozänen Gletschergeschichte im Wettersteingebirge

Eberhard Grüger, Hermann Jerz

Kurzfassung: Aufdemstarkverkarsteten,nahezuvegetationslosenZugspitzplattimWettersteingebirge(NördlicheKalkalpen)gibtesin2290mHöheeineDolinemiteinerfast1mmächtigenFüllungauslössähnlichemFeinsediment.DieserFeinstaubenthältPollenundSpo-reninMengen,dietrotzderLagedesUntersuchungspunktesweitoberhalbderheutigenWaldgrenzeohneweitereAnreicherungfür Pollenanalysen ausreichten.Trotz schlechter Pollenerhaltung konnten die basalen Schichten dieses Profils pollenanalytischdatiertwerden.DasältesteSedimentwurdewährenddesfrühenAtlantikums,zurZeitdesthermischenOptimumsdesHolozäns,abgelagert.EineAMS-Datierungbestätigtdies (7415±30BP).SeitdemwurdederUntersuchungspunktnichtmehrvoneinemGletscherüberfahren.DergutbelegteGletschervorstossderLöbben-Schwankung(sog.Plattstand,zwischen3400und3100JahrenBP)hatdieDolinegeradenichtmehrerreicht.DiebekanntenholozänenGletscherständesindineinerÜbersichtdargestellt.DieZu-sammensetzungderPollenspektrenderbeidenältestenProbenundderensehrhohePollenkonzentrationenerlaubendenSchluss,dassdieEntfernungderDolinezumWaldwährenddesAtlantikumssehrvielgeringerwaralsderzeit.

[investigation of a doline on the Zugspitzplatt – a palynological contribution to the Holocene glacial history of the Wetter-steingebirge]

Abstract: OnthestronglykarstifiedandalmostunvegetatedsurfaceoftheZugspitzplatt,atanaltitudeofabout2290mintheWettersteinge-birge,thereisadolinewithinwhichoveraperiodofseveralthousandyearsabedoffineloess-likesediment,almost1mthick,hasaccumulated.Notwithstandingthesituationofthislocalityfarabovethepresenttree-line,thisinfillcontainsquantitiesofpollenandsporessufficientforpollenanalysiswithoutuseofanyenrichmenttechniques.Despitepoorpollenpreservation,itwaspossibletodatethebasallayersofthisprofileonthebasisoftheirpollenassemblages.AMSdating(7415±30BP)hasconfirmedthattheoldestsedimentswerelaiddownduringtheearlyAtlanticperiod,thetimeofthethermaloptimumoftheHolocene.Atleastsincethattimethissitehasneverbeenoverriddenbyaglacier.ThemoraineassociatedwiththeLöbbenOscillationbetween3400and3100BP–hererepresentedbytheso-calledPlattStillstand(Plattstand)–didnotquitereachthedoline.AdiagramshowsknownHoloceneglacial limits.Thecompositionof thepollenassemblagesfromthetwooldest levelswithhighpollenconcentrationsstronglysuggeststhatthedistancebetweenthedolineandtheforestwasmuchlessduringtheAtlanticthanatpresent.

Keywords: Zugspitzplatt, Schneeferner, doline, Holocene, pollen analysis

Addresses of authors:E. Grüger, Albrecht von Haller-Institut für Pflanzenwissenschaften, Abteilung für Palynologie und Klimadynamik, UntereKarspüle2,37073Göttingen.E-Mail:[email protected];H. Jerz,InstitutfürPhysischeGeographieundQuantitativeMethodenderUniversitätAugsburg,Universitätsstraße10,86135Augsburg.E-Mail:[email protected]

1 Einführung

Das Zugspitzplatt (Abb. 1) trug während der letzten Kalt-zeiteinenGletscher,dessenletzteRestediebeidenSchnee-fermer sind. Seit den Untersuchungen durch Hirtlreiter(1992),derimSommer1991anlässlicheinerExkursionmitEiszeit- und Klimaforschern auf dem Zugspitzplatt zumThema „Postglaziale Gletscherschwankungen“ über denRückzug dieses Gletschers berichtete (vergl. Abb. 5), sindkeineweiterenneuenBefundezudiesemThemapubliziertworden. Lediglich zur restlichen Lebensdauer der Schnee-fernergibtesneueErkenntnisse(Hagg,Mayer&Steglich2008).EinweitereswichtigesThemadergenanntenExkur-sion war die „Verkarstung des Wettersteinkalkes“ (Orth1991). Es wurde zum Ausgangspunkt für die nachstehen-den Untersuchungen. In dem Bemühen, das FortschreitenderVerkarstung und den Eintrag rezenter Flugstäube aufdemZugspitzplattzuquantifizieren,hatHüttl(1999),spä-terKüfmann (2002/03, 2003, 2008),hierumfangreicheUn-tersuchungendurchgeführt.

ImHerbst1992wurdevondenVerfasserndasZugspitzplatterneut aufgesucht, mit dem Ziel, eine mit Bodenmateri-al plombierte Doline näher zu untersuchen und mit Hilfevon Pollenanalysen Anhaltspunkte für die Datierung vonpostglazialenGletscherständenzuerhalten.DieDolinebe-findet sichetwa120msüdlichderLift-Talstation „WeißesTal“in2290mü.NN(R4423900,H5252650)ineinerflachenGeländemuldemit einerdichten,vonGräserndominiertenPflanzendecke(Abb.3).MiteinerGrabungwurdeein1mtiefes Bodenprofil aufgeschlossen (Tab. 1), so dass ProbenfürpollenanalytischeUntersuchungenentnommenwerdenkonnten.

DieDolineimOberenWettersteinkalkenthälteindurch-gehend humoses Bodenmaterial aus Sand und Schluff miteinemdeutlichenGehaltanGlimmer-undQuarzmineralen.Bodentypologisch handelt es sich um humoses Kolluvium(A-M-Profil,Tab.1).DasBodenmaterialähneltderBeschaf-fenheitvonkalkfreiemSandlöß.DasLiegendedeshumosenFeinbodens besteht aus Kalksteinschutt (Frostschutt) ausWettersteinkalk.

0–40 cm dunkelgrauer, sehr stark humoser, schluffiger sand, schwach glimmerig; Gefüge feinsubpolyedrisch

40–64 cm schwarzgrauer, sehr stark humoser, schluffiger sand, schwach glimmerig; Gefüge feinpolyedrisch, mit schiefrigen,

glänzenden Gefügeflächen

64–70 cm dunkelbraungrauer, humoser bis schwach humoser, schwach schluffiger sand, schwach glimmerig; feinsubpolyedrisch

70–90 cm graubrauner, schwach humoser, schwach schluffiger sand, schwach glimmerig; feinsubpolyedrisch

90–93 cm gelbgraubrauner, schwach humoser, schwach schluffiger sand, glimmerig, lößähnlich, locker

93–100 cm+ grauer, grobstückiger kalksteinschutt aus wettersteinkalk (mittl. trias)

Humusgehalte: 20–40 cm: 12,3 %, C/n-Verhältnis 9,3

40–60 cm: 12,0 %, C/n-Verhältnis 9,6





HüttlbeschriebimJahre1999,später(2002/03,2003,2008)unterdemNamenKüfmann,vomZugspitzplatt„silikatrei-chen Feinstaub“, der neben den Leichtmineralen Glimmer,FeldspatundQuarzdieSchwermineraleGranat,Hornblen-de und Epidot enthält, welche auf eine Herkunft aus denZentralalpen hinweisen. Darüber hinaus lassen Quarzmi-nerale auf einen Feinstaub-Ferntransport aus der Saharaschließen.AufderZugspitzewird regelmäßigSaharastaubregistriert (Ries 5.3.2008, schriftlich). Der Hauptanteil der

Abb. 1: Lage des Zugspitzplatts (W. Hagg).

Fig. 1: Location of the Zugspitzplatt (W. Hagg).

Tab 1: Bodenprofil in der Schuttkarstdoline im Wettersteinkalk auf dem Zugspitzplatt.

Table 1: Soil profile of the doline on the Zugspitzplatt.

0–40 cm dunkelgrauer, sehr stark humoser, schluffiger sand, schwach glimmerig; Gefüge feinsubpolyedrisch

40–64 cm schwarzgrauer, sehr stark humoser, schluffiger sand, schwach glimmerig; Gefüge feinpolyedrisch, mit schiefrigen,

glänzenden Gefügeflächen

64–70 cm dunkelbraungrauer, humoser bis schwach humoser, schwach schluffiger sand, schwach glimmerig; feinsubpolyedrisch

70–90 cm graubrauner, schwach humoser, schwach schluffiger sand, schwach glimmerig; feinsubpolyedrisch

90–93 cm gelbgraubrauner, schwach humoser, schwach schluffiger sand, glimmerig, lößähnlich, locker

93–100 cm+ grauer, grobstückiger kalksteinschutt aus wettersteinkalk (mittl. trias)

Humusgehalte: 20–40 cm: 12,3 %, C/n-Verhältnis 9,3

40–60 cm: 12,0 %, C/n-Verhältnis 9,6

tk 25 nr. 8531/8631 blatt Zugspitze; r 4423 900, H 5252 650, südlich der talstation Weißes tal, ca. 2290 m ü. nn. Aufnahme am 12.10.1992 (H. Jerz, E. Grüger)

darin enthaltenenTon- und Leichtmineralen dürfte jedochausdernäheren(südlichen)Umgebungstammen.

2 Pollenanalyse im Hochgebirge

Pollenkörner können vom Wind sehr weit transportiertwerden. In Pollenfallen am Hintereisferner (Ötztaleral-pen),dievonMaibisSeptember1973denPollengehaltderLuft in 2440 bzw. 3030 m Höhe registrierten, wurden vonJochimsen (1986) 68 bzw. 81 Pollentypen erfasst, von de-nen32bzw.37vonGehölzenstammen(darunterCastanea,JuglansundOlea).Bortenschlager(1967)fandimEisdesKesselwandfernersimÖtztal(3240m)nichtnurdenzuer-wartenden Blütenstaub der im weiteren Umkreis vorkom-menden einheimischen Flora, sondern auch Pollenkörner,die aus der Sahara stammenmüssen. SolcherPollen ist indenAlpenwiederholtnachgewiesenworden.EristTeilderStaubfracht,die–wiebereitserwähnt–auchaufdasZug-spitzplatt niedergeht. Ob Sedimente aus vegetationsarmenoder gar vegetationslosen Gegenden Pollenkörner enthal-ten, ist also weniger eine Frage des Pollentransports, son-dernderjeweiligenErhaltungsbedingungen.

Voraussetzung für die Erhaltung von Blütenstaub überlangeZeitist,dassdiePollenkörnernachihrerAblagerungin sauerstoffarmem, nicht basischem Material eingeschlos-senwerden.MooremitaufwachsendemTorfoderSeen,anderenGrundsichSedimentsammelt,sinddeshalbdieOrte,andenenbevorzugtPollenerhaltenbleibt.GelegentlichistdiesauchanStellen,andenenBodenmaterialakkumuliert,möglich. Neuere Beispiele dafür haben Bortenschlager(1993, Moorprofil), Bortenschlager & Neuwinger (1994,Bodenprofil)undandereAutorenpubliziert.

DiegeringeDistanzderHöhenstufenderVegetationzuei-nanderbringtesmitsich,dassdervomWindaufgenommeneundweitertransportiertePollenindenGebirgeneinGemischvonPollenkörnernausmehrerenHöhenstufendarstellt.DiePollenproduktionderlokalenVegetationnimmtmitzuneh-mender Höhe ab. Entsprechend wächst der relative Anteildes ferntransportiertenPollens (Markgraf1980).Weilder


PollentransportindenGebirgeninkomplizierterWeiseae-rodynamischenEinflüssenunterliegt,diehauptsächlichvondensichimTagesverlaufänderndenTemperaturenunddentopographischenGegebenheitenbestimmtwerden(Borten-schlager1988,Jochimsen1986,Markgraf1980),istesinderRegelnichtohneweiteresmöglich,dieoftmalswichtigeFragenachderHöhenlagederWaldgrenzeundderenmögli-chenVerlagerungenzubeantworten.Oeggl&Wahlmüller(1994),diehierzueineinteressanteStudievorgelegthaben,konnten unter anderem zeigen, dass die von Kral (1971)verwandte Methode zur Lagebestimmung derWaldgrenzeindenAlpenzuverlässigeErgebnissebringt.EindeutigwirdWaldgrenznähejedochdurchMakrorestevonArten,diena-he derWaldgrenze vorkommen, angezeigt, z.B. durch Ar-venholz (Pinus cembra) oder StomatavonPinus (Pottetal.1995),soferneinTransportdurchfließendesWasseraus-geschlossenwerdenkannundWindtransportnichtinFragekommt.Bortenschlager (1992) stellte fest,dassdieholo-zänenTemperaturänderungen„WaldgrenzschwankungenimAusmaßvonetwa200mverursacht“haben,einErgebnis,zudemauchandereAutorengekommensind.Mandarfdavonausgehen,dassdieWaldgrenzezurZeitdesthermischenOp-timumsunsererWarmzeit,imAtlantikum,auchimUmkreisderZugspitzeüberalldort,wodieTopographieeszuließ,un-gefähr200mhöherlagalsdieheutigepotentiellenatürlicheWaldgrenze(vergl.dazuKap.4).

HoheBaumpollenprozentwerte belegennichtunbedingtdieExistenzvonWald.SoerreichtbeispielsweisederBaum-polleninSedimenten ausGebietenoberhalbderWaldgren-ze leicht Prozentwerte, die denen aus Waldgebieten ent-sprechen,denngemessenandergeringenPollenproduktionoberhalbderWaldgrenze,isthierderEintragvonBaumpol-lenausdenWäldernderRegiongroß.DeshalbsolltenbeiderDeutungeinesPollendiagrammsvoneinemhochgelegenenUntersuchungspunktimmerauchdiePollenkonzentrations-werte (ZahlderPollenkörner/cm3),bessernochdiePollen-influxwerte (ZahlderPollenkörnerproFlächeneinheitundJahr)berücksichtigtwerden.EineProbemiteinemgeringenjährlichen Polleneintrag kann nicht aus einemWaldgebietstammen. Nach Bortenschlager (1992) „sinkt der Baum-pollengehalt in waldfreien Gebieten im Relativdiagramm

umetwa20–30%undimKonzentrationsdiagrammumetwa1–2Zehnerpotenzenab.“DiequantitativenUntersuchungenvonVanderKnaapetal.(2001)inderSchweiz(Zermatt)bestätigten, dass sich die Polleninfluxwerte an der oberenWaldgrenzedeutlichändern,jedenfallssoferndieWaldgren-zenocheinigermaßenintaktist.

3 methoden

Das untersuchte Profil wurde am 12.10.1992 ergraben undanderfreigelegtenBodenprofilwandlückenlosbeprobt. ImLabor wurden den so gewonnenen Ziegeln bis zu 2,5 cm3großeProbenentnommenundfürdiePollenanalyseinderherkömmlichenWeiseaufgeschlossen(KOH,HCl,HF,Aze-tolyse).DieFeinstfraktion (<10µm)wurdenicht imUltra-schallwasserbad abgesiebt, weil ein Versuch zeigte, dassdabeidiekleinenPollenkörner(sogarPollenkörnerderHa-sel)nahezuganzverlorengingen.UmdieBerechnungderPollenkonzentration zu ermöglichen, wurden den ProbennachderBestimmungihresVolumensvorBeginnderchemi-schenAufbereitungLycopodium-Sporen-Tablettenzugesetzt(Stockmarr1971).DieReihenfolgederbeidenerstenAuf-bereitungsschrittevariierte.Eserwiessichalsgünstiger,mitderKOH-Behandlungzubeginnen;dieProbenwurden„sau-berer“.SolldieAufbereitunginbasischemMilieubeginnen,müssendieLycopodium-Sporen-Tablettenseparatinschwa-cherHClaufgelöstwerden.ErstnachgründlichemWaschenderresultierendenSporensuspensionkanndiesedenProbenzugesetztwerden.

Zusätzlichwurdenvier sog.Oberflächenproben (ProbenA–D)untersucht.SieenthaltendenPollenniederschlagderJahre,diederProbennahmeunmittelbarvorausgingen.Nä-hereszudiesenProbeninKapitel6.

Die Pollenprozentwerte sind auf die Summe aller Pol-lenkörnerbezogen.DieAnteilederFarn-undMoossporenwurden nicht in die Grundsumme einbezogen, weil diesein den meisten Proben ein Mehrfaches der Pollensummeausmachen.

DieBenennungderPollentypen richtet sich imwesent-lichennachBeug(2004),zumgeringerenTeilnachMoore,Webb&Collinson(1991).

Abb. 2: Zugspitzplatt mit Schneefernerkopf (im Westen), im Vordergrund die untersuchte Doline.

Fig. 2: The Zugspitzplatt with the Schneeefernerkopf to the west; the doline investigated is in the foreground.

Abb. 3: Ausschnitt aus der Vegetationsdecke der untersuchten Doline. Der Durchmesser der Münze beträgt 2,5 cm.

Fig. 3: Close-up of the vegetation cover of the doline. The diameter of the coin is 2.5 cm.


DasPollendiagramm(Abb.4)wurdemitHilfevonPanPlot(Diepenbroek,Grobe&Sieger2001)alsBalkendiagrammerstelltunddannmitanderenGraphikprogrammeninDe-tailsüberarbeitet.DieWerteallerTaxa–außerdenenvonSelaginella selaginoides und Polypodiaceae p.p. – sind imgleichen Maßstab dargestellt. Auch für das BP/NBP-Ver-hältnis und die Pollen- und Sporenkonzentrationen geltenandere Maßstäbe. Die Nachweise der selten gefundenenPollen-undSporentypensindinTab.3zusammengestellt.

Alle relevanten Daten (Zählungen, Koordinaten etc.)sind unter http://doi.pangaea.de/10.1594/PANGAEA.728444allgemeinzugänglich.

4 Das nähere Polleneinzugsgebiet

Das Zugspitzplatt, eine morphologisch reich gegliederteKarsthochflächevonungefähr2,5x3kmAusdehnung,kann–starkvereinfacht–alseineMulde,umrahmtvonmehrerehundertMeterhohenFelswänden,beschriebenwerden,de-rengeneigterBodenvon2600mNNimWestenostwärtsbisauf2000mabfällt (Abb.2).DerhochaufragendeGratmitderZugspitze(2963m)imNorden,Schneefernerkopf(2874m)undWetterspitzen(2746m) imWesten,Wetterwandeck(2698m) sowiediePlattspitzen (2676m) imSüdenalsdie

bedeutendstenErhebungenschirmendasZugspitzplattnachdreiSeitenhinvon tieferenWuchsgebietenab.Östlichder2000 m-Isohypse vermittelt ein Steilabfall auf – horizon-talgemessen–1000mDistanzzum500mtiefergelegenenReintal.EbensotiefliegenimNordostendesPlattsderHöl-lentalangerundimSüdenderGrunddesGaistals.DerBo-dendesausgedehntenEhrwalderBeckensunddasEibseege-biet,ungefähr3,5kmwestlichbzw.nördlichgelegen,liegenknapp1000mhoch.

NachCredner,Hüttl&Rögner(1998)zählendiezwi-schen 2600 und 2350 m gelegenen (westlichen) Bereichedes Zugspitzplatts zur subnivalen Zone und der östlicheTeil (2350–1980 m) zur alpinen Zone. Schuttflächen, Mo-ränen und Festgestein machen den größtenTeil des Plattsaus (Abb.2).Lediglich16%desZugspitzplatts (Rögner,K.&Koenig2002/2003) trageneinePflanzendecke.Credner,Hüttl&Rögner(1998)kartiertendieVegetationdesPlattsundunterschiedenindersubnivalenStufedasThlaspietumrotundifolii, das Leontodontetum montani und das Arabi-detum caerulei sowie in der alpinen Stufe das Caricetumfirmae und das Seslerio-Caricetum sempervirentis. In dersubalpinenZone(1980–1650m)tretenbereitsGehölzeauf:neben Sträuchern wie Rhododendron hirsutum auch Pinus mugo(Legföhre).DieWaldgrenzeliegtimGebietbei1800m

Abb. 4: Pollendiagramm. Als Grundsumme für die Prozentwertberechnung dient die Summe aller Pollenkörner (BP + NBP, incl. der Werte in Tab. 3). Die Buchstaben A bis D kennzeichnen die in Kap. 6 genannten, zusätzlich untersuchten Proben. Die Rauten markieren Proben, in denen die berech-neten Prozentwerte (meistens unter 1%) wegen des gewählten Maßstabs nicht deutlich darstellbar sind.

Fig. 4: Pollen diagram. The pollen sum for the percentage diagram is based on the sums of all pollen grains (AP + NAP), including those shown in Table 3. The additional pollen samples, discussed in Section 6 are labelled A to D. The diamond symbols denote where the percentage values are so low (mostly below 1%) that they cannot be shown at this scale.

http://doi.pangaea.de/10.1594/PANGAEA.728444


NN, ist aber im Zugspitzmassiv oftmals in viel geringererHöheausgebildet(Oeggl21.4.2008,schriftl.).Legföhrenfin-detmanhiernochinHöhenvonetwa2000mNN.

DiemitFeinmaterialgefüllteDoline,ausderdaspollen-analytisch untersuchte Profil stammt, trägt eine geschlos-senePflanzendeckevonungefähr100m2Ausdehnung,vorallemGräser, die zurZeit derProbennahmeüberwiegendsehr kurz abgefressen waren, aber auch ausgedehnte Be-ständevonPolytrichum(Abb.2und3).AusverschiedenenGründen war es nicht möglich, hier eine pflanzensoziolo-gische Aufnahme zu machen. Freundlicherweise bemühtesich später Klaus Lewejohann (Göttingen), getrockneteBelegstückevonzweiGrasartenzubestimmen.MitgroßerWahrscheinlichkeit handelte es sich bei der einen Art umPoa supinaSchrader.BeimzweitenGraswarnichtzuent-scheiden,obessichumSesleria albicansKit.exSchultes,einePhleum-Art oderumein anderesGrashandelte.DasPolytrichumbestimmteDr.JochenHeinrichs(Göttingen)alsP. piliferumHedw.

DiePollenmenge,dievonderVegetationinderDolineer-zeugtwird,kannnichtgroßsein,undderspärlicheBewuchsdes übrigen Zugspitzplatts trägt mit Sicherheit nicht vielzumPolleneintragbei,zumaldiemeistenTaxaderhiervor-kommendenkrautigenArteninsektenblütigsind(Composi-tae,Caryophyllaceae,Cruciferaeetc.)undnurwenigewind-blütig(Gräser,Seggen).Manwirddemnachdavonausgehenkönnen,dassaußerdemBaumpollenaucheinbeträchtlicherAnteildesNichtbaumpollens,derinderFüllungderDolineerhaltenist,Fernflugpollenist.

5 Pollenerhaltung

Die Pollenerhaltung ist im gesamten Profil schlecht, dochwurdeninjederProbeauchguterhaltenePollenkörnerbe-obachtet,allerdingsnuringeringerZahl.VielePollenkörner,vorallemsolchederHasel,warennurnoch„Schattenihrerselbst“,sehrdünnwandigundklein.Vondensog.EMW-Ar-tenwarderrobusteTilia-Pollenregelmäßigundamhäufigs-tenzuerkennen,währendQuercus-Pollen–obwohleben-falls zu erwarten – nur vereinzelt nachgewiesen werdenkonnte.DagegensinddiePolypodiaceen-Werte–außer indenbeidenältestenProben(hiernur1,8und2%)–auffallendhoch.SieliegennacheinemetwashöherenWert(25%)in76cmTiefeindenjüngerenProbenzwischen96und266%.DiejüngsteProbedesProfils,deroberstecmdesProfils,weistmit12,3%wiedereinengeringenWertauf.Dagegenenthält

dasPollenspektrumauseinemPolytrichum-PolsterderDo-line(ProbeA), indemsichwährendder letztenJahrenvorderProbennahmeSporenundPollenkörnerangesammeltha-ben,nur2%Farnsporen.Vergleichbargering istderrezenteSporenanflug indenÖtztalerAlpen(Jochimsen1986).Nurje4,1%deranzweihochgelegenenStationenamHintereis-ferner (2440 und 3030 m) aufgefangenen Pollenkörner undSporenwarenFarnsporen,intiefererLagebeiVent(1990m)sogarnur0,9%.AuchalleProbeneinesBodenprofilsaufderLiebenerRippeimÖtztal(2960m)–mitAusnahmedertiefs-tenProbe–enthieltennurwenig(<5%)Farnsporen(Borten-schlager&Neuwinger1994),undimPollendiagrammvomhöchstgelegenenMoorderOstalpen(Bortenschlager1993)übersteigtdieFarnsporensummenie2%.InProfilenaustie-ferenLagenkönnendieFarnwertedurchaushöhersein,dochwerdenseltenmehrals10bis15%erreicht(z.B.Plancklacke,2140m,Oeggl&Wahlmüller1994).

HoheFarnsporenwertesindmeistensdasErgebniseiner„Anreicherung“ infolge von Pollenzersetzung; sie zeigendenVerlust vonPollen an.Am längstenbleibenderbwan-dige Pollenkörner, wie der Pollen von Tilia, erhalten. Sol-che Pollentypen sind deshalb bei schlechter Pollenerhal-tungindenPollenspektrenübervertreten.

MitdenSporendesDornigenMoosfarnsSelaginella sela-ginoides,derindenHochlagenderAlpenvorkommt,verhältessichoffenbarähnlichwiemitdenSporenderPolypodia-ceen.DerOberflächenprobenwertdesMoosfarns(ProbeA)ist 1,4%, und auch seineWerte sind nur in den beiden äl-testenundinderjüngstenProbenniedrig(10,9;13,6;7,3%).DassdieSelaginella-WerteimProfilbisaufmehrals400%ansteigen,wirdwohlebenfallseineFolgederschlechtenEr-haltungsbedingungeninderDolinesein.

Über die Ursache der Pollenzersetzung kann nur spe-kuliertwerden.Es istbekannt,dassdiePollenerhaltung inbasischen Böden schlechter ist als in sauren. Gute Durch-lüftung und wechselfeuchte Bedingungen erleichtern denAbbau der Exinen. Möglicherweise enthält die Dolinen-füllungnurdeshalbnochPollen,weilderWinteraufdemZugspitzplattsehrlangeandauert.

6 Weitere Pollenspektren

Zusätzlich zu den Proben aus der Dolinenfüllung (0 bis92cmTiefe)wurdederPollen-undSporengehaltvonvierweiterenProben(AbisD,Abb.4,Tab.3)untersucht:

Probe A:Polytrichum-RasenausderuntersuchtenDoli-ne,2290mü.NN.Probe B:MoosrasenausdemLerchwaldöstlichdesEib-sees,ca.900mü.NN.Probe C:OH-Horizont (unter5cmStreuundStreuzer-satz)einesRohhumusprofilsimLerchwald(Tab.2).Probe D:SedimentoberflächeprobeausdemEinlaufdesFrillensees in den wenig südlicher gelegenen Eibsee(973mü.NN).

Lerchwald,FrillenseeundEibseeliegenungefähr6kmnörd-lichderuntersuchtenDoline.

DiePollenerhaltungistindiesenvierProbenausgezeich-net.DerindenProbenAundBenthaltenePollenhatsichinnerhalbwenigerJahre,vermutlichgrößtenteilsimVerlaufdesJahres1982,indenMoosrasenangesammelt.

DieUnterschiede zwischendenPollenspektrenderPro-

Tab. 2: Bodenprofil im Lerchwald westlich Grainau.

Table 2: Soil profile of Lerchwald (W of Grainau).

tK 25 nr. 8532/8632 blatt Garmisch-Partenkirchen, r 4425 330, H 5259 180, ca. 900 m ü nn. Aufnahme am 13.10.1992 (H. Jerz, E. Grüger)

Ol + OF 5 cm streu und streuzersatz

OH 25 cm grauschwarzer rohhumus

Cv1 10 cm steinlage, sandig, gelblichgrau, vermutlich

durch windwurf entstanden

fOH 5 cm schwarzbrauner rohhumus

Cv2+Cn 30 cm+ grauer Blockschutt aus wettersteinkalk


tiefen (cm) / Probe

Larix

Juniperus communis-typ

Hippophae

taxus

tilia platyphyllos-typ

Fraxinus excelsior-typ

Acer

Juglans

Castanea

ostrya-typ

Carpinus betulus

viscum album

ribes

sambucus nigra-typ

vitis

Humulus-Cannabis

vaccinium-typ

Calluna vulgaris

Centaurea jacea-typ

Campanulaceae

Helianthemum nummularium-t.

Plantago lanceolata-typ

Plantago major-media-typ

Plantago maritima-typ

Polygonum aviculare-typ

bistorta vivipera

Polygonum bistorta-typ

Persicaria amphibia

rumex acetosa-scutatus-typ

rosaceae p.p.

Filipendula

Cerealia-typ

rubiaceae

valeriana

sparganium-typ

Knautia

scrophulariaceae p.p.

Pteridium aquilinum

Huperzia selago

botryococcus

Pediastrum boryanum

sporomorphe

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6

Tab.

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benAund0cm(=0bis1cmTiefe)desProfils vom Zugspitzplatt sind – wie zuerwarten – gering. Sie mögen dadurchbedingt sein, dass die Proben eine un-terschiedliche Anzahl von „Blühjahren“(=Jahre,indenendieBaumblütebeson-ders intensiv ist) repräsentierenunddiein den Proben enthaltenen Pollenkörnerund Sporen ungleich lange (Probe 0 cmvielleicht100Jahre,ProbeAwohlkaummehralsdreiJahrelang)denEinflüssen,diezumAbbauderExinenführen,ausge-setztwaren.

DiePollenspektrenB,CundDgebendieZusammensetzungdesPollenanflugsindemmehrals1000mtiefergelegenen,heute von Nadelbäumen dominierten,aberauchRotbuchenenthaltendenBerg-mischwalddesEibseegebietesinjüngsterZeitwieder.DerVergleichmitdenbeidenjüngsten Pollenspektren vom Zugspitz-platt vermittelt einen Eindruck von derunterschiedlich gutenVerbreitungsfähig-keitdereinzelnenPollentypen.

7 Überlegungen zur Altersbestimmung und zur vegetationsgeschichte

FürdieDatierungdesProfilsdurchVer-gleich der Befunde vom Zugspitzplatt(Abb. 4) mit datiertenVegetationsabfol-gen aus der Umgebung stehen aus demLermooser Becken (Oeggl 2004, Kral1989) und aus dem Werdenfelser Land(Weber 1999) neuere Pollendiagrammezur Verfügung. Von besonderer Bedeu-tungfürdieDatierungderProfilbasisistdasVerhaltenderFichte.

DiePicea-Wertebetragen indenbei-den ältesten Proben des Profils (85 und92cm)13,3bzw.17,6%.Biszum20.Jahr-hunderterreichendieFichtenwertenichtmehrdieseHöhe,dannaberüberschrei-tensiediese(Probe0cm:20,7%;ProbeA:34,9%).

NachWeber (1999) begann die Mas-senausbreitungderFichte(Picea)imbay-erischenAbschnittdesoberenLoisachtalsam Beginn des Atlantikums (ungefähr7000 Jahre cal. BC), auf der SeefelderHochfläche dagegen bereits im Boreal(um 7500 cal. BC, Wahlmüller 1985).Diese Aussagen beruhen auf Radiocar-bondaten vom Stanglmoos (7947±80 BP,Picea20%;1115mNN,Weber1999)undKatzenloch(8450±120BP,Picea10%;1220m NN,Wahlmüller 1985). Die Begriffe„Boreal“und„Atlantikum“sindalsChro-nozonen im Sinne von Mangerud et al.(1974)zuverstehen.


DieatlantischenFichtenbestände imLoisachtalwaren– innordwestlicher Richtung – höchstens 5 km vom Untersu-chungspunkt auf dem Zugspitzplatt entfernt, die im ProfilKatzenlochbereitsfürdasBorealbelegtenVorkommensüd-östlichdesPlattskaum10km.Picea-PollenausbeidenGe-gendenkonntedasZugspitzplatt leichterreichen,auchdervon der Seefelder Hochfläche, sofern die zur Blütezeit derFichtevorherrschendeWindrichtungauchdamalsschondienordwestlichewar(nachDatenvomPatscherkofelbeiInns-bruckundvonderZugspitze).

DieältestenSedimentedesProfilsZugspitzplattkönntendemnachausdemjüngerenBorealstammen.DasErgebnisder AMS-Datierung einer Probe Dolinensediment erlaubteinsolchesAlter,dennbeieinerGesamtlängedesProfilsvon92cmergabsichfüreineProbeaus69bis72cmTiefebereitseinausRadiocarbonaltervon7415±30BP(=6378–6229cal.BC,Tab.4).

DiePollenspektrenderbeidenältestenProbenfallennichtnurdurchdieHöhederFichtenanteileauf,sieweisenauchdie niedrigsten Nichtbaumpollenwerte (7 bzw. 9,8%), diemitAbstandhöchstenUlmen-Werte(7,1und8,1%)unddenhöchstenLindenwert(2,9%)desgesamtenPollendiagrammsauf.DieAnteileder IndeterminatensowiederSporenvonPolypodiaceenundSelaginellasindindiesenProbengering.Diessprichtdagegen,dassindiesemProfilbereicheinbedeu-tenderAnteildessedimentiertenPollensdurchZersetzungverlorenging.AllenfallsdiehohenLindenwertekönntenalsHinweisaufPollenkorrosiongewertetwerden;siekönntenaberwiedieUlmen-unddieNichtbaumpollenwerteebensogutFolgedesNäherrückensderWälderunterdengünstige-renklimatischenVerhältnissendesAtlantikumssein.Dazupasst sehrgutderFundeinesPollenkornsderMistel (Vis-cum) inderGrundprobe.DieMistelkommtnur inGebie-tenmitwarmenSommernvor.AlsinsektenblütigeArtpro-duziert sie nur wenig Blütenstaub, so dass selbst geringenNachweisendieserArtrelativgroßeBedeutungzukommt.

Die Ablagerung von Feinstaub in der Doline beganndemnachwährenddesholozänenKlimaoptimums,d.h. imAtlantikum.

Esliegtnahe,diesehrhohenPollenkonzentrationen,einCharakteristikum des ältesten Profilabschnitts, zur Stüt-zung dieser Aussage zu verwenden. Die beiden ältestenProben enthalten 1.162.703 bzw. 844.535 Pollenkörner je

1 cm3 (PK/ cm3). Das ist einVielfaches derWerte, die fürden jüngeren Teil des Profils ermittelt wurden. GenauereÜberlegungen zeigen aber, dass die Verhältnisse kompli-ziertersind.

Esistbekannt,dassderjährlichePolleneintragoberhalbderWaldgrenzegeringeristalsimWalde.ExakteMesswer-tedazufehlenaberfastvöllig.FürdasNiederhorngebietimBernerOberland),wovonMärzbisNovember1970Pollen-fallenbetriebenwurden,nenntMarkgraf (1980) folgendeWerte: In1969mHöhe,oberhalbderdortbei1800mHö-heliegendenWaldgrenze,fielendamalsaufjedencm24436Pollenkörner.In1565mHöhewarenes5187PK/cm2xa,in740mHöhesogar19.891PK/cm2xa.Dabeiistzubeachten,dass die Influxwerte – wie schon Grosse-Brauckmann(1978,Seite245)zeigte–von Jahrzu Jahrbeträchtlichva-riieren.

Die sieben Jahre laufenden Polleninfluxmessungen vonVan der Knaap,Van Leeuwen & Ammann (2001) habengezeigt,dassdiesauchfürdieSchweizerAlpenzutrifft.Diegenannten Autoren nennen allerdings nur für ausgewähl-te Baumarten Influxwerte. Für Messstationen oberhalbderWaldgrenze bei Zermatt werden Daten mitgeteilt, dieeher einen niedrigeren Gesamtinflux erwarten lassen, alsMarkgraf(1980)amNiederhornermittelthat.

Drescher-Schneider(unveröffentlicht)untersuchtedenPollengehaltvonSedimentprobenausdem2796mhochge-legenenSchwarzseeobSöldenimÖtztal.Aus131Einzelwer-tenerrechnetesiefürdenZeitraum,derauchimProfilZug-spitzplatt erfasst ist, einen durchschnittlichen Polleninflux-wertvon3200Pk/cm2xa.BeiderBeurteilungdiesesWertesist zu bedenken, dass Pollen in einem See leicht verlagertwerdenkann.WärediesderFallgewesen,dannwäredertat-sächlicheInfluxgeringeralsesderberechneteWertnahelegt.

Setztmandiefürdieuntersten20cmSedimentdesProfilsermitteltenPollenkonzentrationen inBeziehungzudenvonMarkgraf (1980) für Wald mitgeteilten Polleninflux-Wer-ten, dann ergibt sich für diesen Profilabschnitt eine Sedi-mentationsdauervonca.2500Jahren.DasAlterderGrund-probewürdedamitandenBeginndesHolozänsrücken.Dasist aus vegetationsgeschichtlichen Gründen (Picea!) nichtmöglich. Die Ablagerung dieser Sedimente kann nicht ein-mal1000 Jahregedauerthaben.EshatdemnacheinenEin-tragzusätzlichenPollensausderUmgebunggegeben.

Tab. 4: Auszug aus den Informationen von P.M. Grootes (Leibniz-Labor der Universität Kiel) zur AMS-Datierung.

Table 4: Information concerning the AMS dating by P.M. Grootes (Leibniz-Laboratory, University of Kiel, Germany).

Labornummer: KiA 38359, 32 g Flugstaub, Probe aus 69-72 cm tiefe.

Fraktion PmC (korrigiert) radiokarbonalter δ13C(‰)

sediment, laugenrückstand, 15.7 mg C 39.73 ± 0.16 7415 ± 30 Bp -23.58 ± 0.16

sediment, Huminsäure, 0.5 mg C 40.80 ± 0.19 7200 ± 35 Bp -23.95 ± 0.27

kalibrierte altersbereiche: laugenrückstand: cal BC 6378 - 6229 / cal Bp 8328 - 8179 Huminsäure: cal BC 6113 - 6000 / cal Bp 8063 - 7950 (2 sigma, 95.4 % wahrscheinlichkeit, kalibrierung nach reimer et al. 2004)

„Der altersunterschied dürfte wohl einem Beitrag von jüngeren mobilen Huminsäuren zuzuschreiben sein. Der altersunterschied von laugenrück-stand und Huminsäure ist aber nicht besonders groß und das alter der Huminsäurefraktion unterstützt damit generell die zuverlässigkeit des lau-genrückstandsalters“ (p.m.Grootes, schriftlich 29.07.2009).


Abb.5: Holozäne Gletscherstände auf dem Zugspitzplatt und im Höllental (nach G. Hirtlreiter (1992) und W. Hagg (frdl. schriftl. Ergänzung 2008). 9000 v.h. = Brunntalstand; 3300 v.h. = Plattstand; Gletschergrenzen 2006: www.bayerische-gletscher.de1 = Lage der untersuchten Doline; 2 = Position des Paläobodens.

Fig. 5: Extent of the Holocene glaciers on the Zugspitzplatt and in the Höl-lental after G. Hirtlreiter (1992) and W. Hagg (updated, pers. comm. 2008). 9000 BP = Brunntalstand; 3300 BP = Plattstand; extent of the glaciers in 2006 according to: www.bayerische-gletscher.de1 = position of the doline; 2 = position of the palaeosoil.

Höchstunrealistischistauchdersehrniedrigedurchschnitt-licheWertdesjährlichenPolleneintrags(240Pk/cm2xa),dersichbeiAnnahmekontinuierlicherSedimentationwährendder letzten 8300 Jahre (lt. AMS-Datierung) für die oberen70 cmdesProfils ergibt. FürdieseZeitmuss einbeträcht-licherEintragvonBodenmaterialausderUmgebungange-nommen werden. Die vergleichsweise hohen Sporenkon-zentrationen(9.175bis110.192Sporen/ml;Mittelwert63.164Sporen/ml),diedenindiesemTeildesProfilsgeringenPol-lenkonzentrationen gegenüber stehen, deuten darauf hin,dasseinhoherAnteildesursprünglichenPollengehaltsdurchKorrosionverlorengegangenist.ImungünstigstenFallsinddieSporenwerte6,4malgrößeralsdiePollenwerte.Vermut-lich enthielt das umgelagerte Material bereits zur Zeit derUmlagerung nur noch wenig Pollen, denn die Erhaltungs-bedingungenfürPollensindinoberflächennahenSchichtenmeistensungünstig.

DerjährlicheEintragvonFlugstaubistgering.Erliegtim

Sommerbei17μm(=17cmin10.000Jahren)undistimWin-terunbedeutend(Küfmann2002/2003).SchondieseTatsachebeweist,dassderüberwiegendeTeildesjüngerenSedimentsausderUmgebungeingeschwemmtwordenist.

Damit ergibt sich folgendes Bild: Zur Zeit des thermi-schenOptimumsdesHolozänswardiePflanzendeckeober-halb der damals nahe gelegenen Waldgrenze vermutlichgeschlossen. Die Bodenerosion war deshalb – bei hohemPolleneintrag–gering.JedercmderbasalenSedimenteum-fasstsehrvieleBlühjahre.DiesführtzuhohenPollenkon-zentrationen.

MitdemAbsinkenderWaldgrenzewurdediePflanzen-decke lückiger und verschwand schließlich fast ganz. Ent-sprechend nahm die Bodenerosion bei gleichzeitig abneh-mendemautochthonemPolleneintragzu.DasjetztingroßerMengeumgelagerteBodenmaterialenthieltnurnochwenigPollenunddieserwarschlechterhalten.

Die hohen Pollenkonzentrationen der ältesten Proben

http://www.bayerische-gletscher.de





vom Zugspitzplatt sind demnach ohne weiteres durch dieNähevonWaldzuerklären.DieserwarzurZeitdes ther-mischen Optimums des Postglazials, soweit die topogra-phischen Gegebenheiten es erlaubten, näher an die unter-suchteDolineaufdemZugspitzplattherangerückt.Wahr-scheinlich war der tiefer gelegene östliche Teil des Zug-spitzplattswährenddesAtlantikumsbewaldet.

WichtigstesvegetationsgeschichtlichesEreignisnachderAusbreitungderFichtewarenimGebietdieEinwanderungundAusbreitungvonRotbuche(Fagus)undTanne(Abies).Die Rotbuche spielt im Untersuchungsgebiet aus standört-lichenGründenheutenureineuntergeordneteRolle.InderMoosprobeausdemLerchwald (ProbeB) ist siemit11,8%vertreten. Noch häufiger darin nachweisbar ist die Fichte(19,3%), während die Tanne (0,2%) pollenanalytisch kaumfassbarist.IndenProbenC(OH-HorizontLerchwald)undD(Frillensee)istRotbuchenpollenseltenernachgewiesenalsinProbeB,dafürerreichendieNadelbäume,vorallemdieFichte, deutlich höhere Werte. Angesichts dieser TatsacheundweilBuchenpollenbeischlechterPollenerhaltungraschunkenntlichwird,verwundertesnicht,dassFagusbeisoge-ringenWertenindentiefenLageninderOberflächenprobevomZugspitzplatt(ProbeA)nurmit0,2%vertretenist.Ähn-lichesgiltfürdenTannenpollen,dessenLuftsäckeallerdingsauchbeischlechterPollenerhaltunginderRegelbestimmbarsind.DementsprechendsinddieTannenwerteaufdemZug-spitzplattgeringfügighöheralsdieWertederRotbuche.

Manwirddavonausgehenkönnen,dassdieProbendesProfilsausderDoline,diePollenderRotbucheundderTan-neenthalten,erstnachder„Massenausbreitung“derbeidengenannten Baumarten in der weiteren Umgebung abgela-gertwurdenundnichtbereitszuZeiten,alsdiebeidenAr-tenselbstinderBergwaldstufenochnurschwachvertretenwaren.UmdasFehlenvonNachweisenzusichern,wurdendeshalbindenfürdiesesProblemwichtigenProbenjeweilsmehr als 1000Pollenkörnergezählt, einVorgehen,das an-gesichts der schlechten Pollenerhaltung eigentlich nicht zurechtfertigenwar.

DiePollendatenvomZugspitzplattsprechendafür,dasssichdieTanneimPolleneinzugsgebietfrüherausbreitetealsdieRotbuche.DasstimmtmitdenBefundenausdemLer-mooserBeckenüberein.HierbreitetesichdieTanne(Abies)um5500BP(=6200cal.BP=4250v.Chr),d.h.gegenEndedesAtlantikumsaus,dieRotbuche(Fagus)fünfhundertJah-respäter(Oeggl2004).DiePollendiagrammeausdemWer-denfelserLand(Weber1999)vermittelnsowohlhinsichtlichdesZeitpunktsdesBeginnsderMassenausbreitungalsauchbezüglich der Frage, ob sich die beiden Arten gleichzeitigoder nacheinander ausbreiteten, ein sehr uneinheitliches,letztlich widersprüchliches Bild. So weisen z. B. im ProfilKreuzjochI(1700m,nordöstlichdesZugspitzplatts)bereitsProbenausdem JüngerenAtlantikumdiehöchstenWerteauf, welche die beiden Arten in diesem Diagramm errei-chen.ImnurwenigekmentferntenZierwaldmoos(1100m)dagegen,beiGrainauimLoisachtal,gibteserst inProbenausdemjüngerenSubboreal–allerdingsnacheinemPro-filabschnittmit schlechterPollenerhaltung– erstmalsundgleichzeitignennenswerthoheTannen-undBuchenwerte.NachWeber(1999)erfolgtedieAusbreitungderRotbucheimLoisachtalerstimSubborealundbliebhieraufdieTal-lagenbeschränkt.

Wie imFalleder FichtenausbreitungwurdeaufdemZug-spitzplatt auch die früheste Massenausbreitung vonTanneundBucheimPolleneinzugsgebietregistriert.Daswarnachderzeitiger Kenntnis deren Ausbreitung im westlich desZugspitzplattsgelegenenLermooserBecken.Selbstverständ-lichtrugenTanneundBuchenachihrerspätenAusbreitungimLoisachtalauchvondortauszumPollenanflugaufdemZugspitzplattbei.DieseMassenausbreitungistaberaufdemPlattnichtals„Ereignis“fassbar.

WegenderschlechtenPollenerhaltungisteinedetaillierteDeutungderjüngerenPollenspektrennichtstatthaft.

8 benachbarte schlüsselstellen

EinbesondererGesichtspunkt ergibt sichausderLagederuntersuchtenDolinezudenpostglazialenGletscherständenaufdemZugspitzplatt:SiebefindetsichnahederStirndessog.PlattstandesdesSchneefernersbei2300mü.NN,einesGletscherstandes nach einem Wiedervorstoß im mittlerenHolozän,vermutlichwährendderLöbben-Schwankunget-wazwischen3340und3175JahrenBP(Patzelt&Borten-schlager1973;Renner1982).

WeiterbemerkenswertistdieEntdeckungeinesPaläobo-densbeiderHöhenkoteP.2320m(R4424170,H5252770),imJahr1989kurzzeitigaufgeschlossenineinerBaugrubefürdasFundamentderStütze11anderTrassedesBrunntalliftes.EshandeltsichumeinenfossilenBodenrest,deraufderLee-seite (östlich)einerFelsschwelleuntereinerMoränendeckeerhaltengebliebenist(Hirtlreiter1992:109ff.undAbb.75,76).DieauflagerndeMoränekanndemsog.BrunntalstanddesSchneefernerszugerechnetwerden.SiegehörtzueinemWiedervorstoß im frühen Holozän (Präboreal/Boreal), mitEndmoränenimBrunntalsüdwestlichderKnorrhüttezwi-schen2070und2120mNN.DerbegrabenePaläobodenistdemnachbereitsimPräboreal(um11000 cal.BP)entstan-den.DiesergibtsichauchausdemBefundeinerpollenanaly-tischenBestimmungvonH.Küster1989,wonachdasfossileBodenmaterialzu77%PollenvonKieferund1%vonFich-teaufweist,hingegenBucheundTannenichtnachgewiesensind(cit.schriftl.Mitt.inHirtlreiter1992:111).

9 Ergebnisse

Die Untersuchung einer Karsthohlform auf dem Zugspitz-plattin2290mHöhemitderenInhaltaushumosemKollu-viumwirdalseinBeitragzurDiskussionderpostglazialenGletscherschwankungen im Wettersteingebirge angesehen.DieErgebnisse stehen imEinklangmit denErkenntnissenvonHirtlreiter(1992)bzw.ergänzendiese:

(1) Eisrückzug vom Reintalangerstand (1340 m) – dortEgesen-GletscherstanddesPartnachgletschersimausgehen-denSpätglazial–aufdasZugspitzplattinüber2500mbisindenBereichderneuzeitlichenHochständedesNördlichenunddesSüdlichenSchneeferners(vgl.Abb.5sowieHirtl-reiter1992:107,Abb.71).

(2)Verwitterung mit intensiver Bodenbildung undVer-karstungimPräborealabca.11500cal.BP.

(3)WiedervorstoßdervereinigtenSchneefernerbiszumsog. Brunntalstand (2100 m) im Präboreal/Boreal, dabeiÜberfahrungeinesPaläobodensimPunktP.2320m.


(4) Rückzug der Schneeferner im weiteren Verlauf desBorealsbisaufeinenStandbeimindestens2500mü.NN,d.h.bisoberhalbderuntersuchtenDoline.ObderEisrück-zugimZeitraumzwischenrd.8000und5000Jahrencal.BPimAtlantikumbiszueinergegenwärtigenGrößenordnungerfolgte–wieinanderenBereichenderOst-undWestalpen–kannfürdasWettersteingebirgebzw.Schneefernerplattle-diglichvermutetwerden.

(5)FortschreitendeVerkarstungundAuffüllungderunter-suchtenDolinebei2290mü.NNmithumosemKolluviumausteilsäolischemundteilseingeschwemmtemFeinmateri-alseitdemfrühenAtlantikum.

(6)WiedervorstoßderSchneefernerzumsog.Plattstandbei2300mwährendderLöbben-Schwankungzwischen3400und3100JahrenBP.DieGeländemuldemitderuntersuchtenDolinewurdevomGletschereisnichtmehrüberfahrenundauch im jüngerenHolozännichtmehr vondenSchneefer-nernerreicht.DieuntersuchteStelleistseitmindestens8000JahrenohneGletschereisbedeckung(vgl.Abb.5).

dank

Wir danken Frau Carola Küfmann geb. Hüttl und denHerrenWilfriedHagg, JochenHeinrichs,KlausLewe-johann, Klaus Oeggl, Ludwig Ries, Konrad Rögner,ThomasMayerundKarinMeisburgerfürAuskünfteundBestimmungen,HerrnP.M.GrootesfürdieAMS-Datierun-gen. Die Übertragung ins Englische besorgte freundlicher-weiseCharlesTurner.EinbesondererDankgebührtFrauRuthDrescher-Schneider,dieunveröffentlichteDatenfüreineAuswertungzurVerfügung stellte,HerrnRainerSie-gerfürdiegeduldigeHilfebeiderAnwendungdesZeichen-programmsPanPlotsowieHans-HubertLeuschnerfürer-gänzendeEinträgeindasPollendiagramm.

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http://www.pangaea.de/Software/PanPlot

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iSSn 0424-7116

indicator count methods tested out on møn, denmark

Per Smed

Abstract: IndicatorrockcountswerecarriedoutinfourtillunitsontheislandMøn,Denmark.Theresultsweredepictedas“circlemaps”.Theseshowedthatthecontentsofthefourunitsweredistinctlydifferent,anobservationthatcouldnothavebeenshownwithcomparableclaritywithothermethods,suchasthecalculationofthetheoreticalcentreofdispersal(TGZ).ThereforetheMøncountshavebeenusedasastartingpointforamethodreview,includinginformationthathasbeenneglectedsofar.Theindica-torcountsrevealthattheinterpretationoftheKlintholmtillasof“Balticprovenance”shouldberevised,andthatAber’s(1979)interpretationofthetillunitsatHvideklintbasedonfinegravelhastoberefuted.

[Leitgeschiebezählungs-methoden, durch untersuchungen auf der insel møn, dänemark, geprüft]

Kurzfassung: Leitgeschiebezählungenwurden invierTills inKliffprofilenaufder InselMøn,Dänemarkdurchgeführt.DieResultatesindals„Kreis-Karten“abgebildet.DieindieserArbeitvorgelegtenTill-Einheitensinddistinktverschieden.DieseUnterschiedekonntenbislangmitanderenMethodennichtentsprechendklargezeigtwerden,soz.B.durchdieBerechnungdestheoretischenGeschiebez-entrums(TGZ).DeshalbwurdendieMøn-ZählungenalsAusgangspunktfüreineMethodenkritikverwendet,mitHinweisenaufbisherunbeachtetgebliebeneInformation.VonlokalemInteresseist,dassdie„baltische“ProvenienzdesKlintholmTillsrevidiertwerdensollte,unddassdievonAber(1979)vorgelegteundaufFeinkiesbasierteInterpretationvonTill-EinheitenimHvideklint-Profilabgelehntwerdenmuss.

Keywords: Indicator counts, circle maps, Møn, till provenance, depiction methods

Address of author: Per Smed,Stiholmsvej1,DK-3460Birkerød.E-Mail:[email protected]

1. introduction

Amajorproblemforindicatorcountinghasalwaysbeentherandomness with which recognizable rock types have be-comeknownover time. Furthermore, everygeologist useshis/herowntypeselection,sothattheresultscannotbenotfullycompared.Toassurethatvaluableinformationcanbedrawnfromacountprocedure,oneshouldtakeintoaccountthat (1) approximately the same percent of the total clastcontentshouldbecountedineveryinvestigatedtill,andthat(2)thesourceareasoftherocktypesusedshouldbeaseven-lydistributedaspossible.

Thelatterdemandisdifficulttofulfill.Below,thehistori-callymostimportantmethods(Milthers1909,1942,Hese-mann1936,1975,andLüttig1958)shallbereviewedwithreference to this and to other problems. In order to illus-tratetheinferences,hithertounpublishedmaterialshallbepresented, including results from the investigation of fourtillsoccurringincliffsectionsonthesouthcoastoftheis-landMøn,Denmark; indicatorcountsinthreeofthesearepublishedhere(fig.5,6,7).

Allmentionedsamplesweretakendirectlyfromthetills(insitu).Indicatorcountsofglaciofluvialgravelareregard-edaslessreliable,sincemeltwatercanerodedeepintothesubstratum(morethan100mhasbeenmentioned).Stonesfromfieldswerenotused,sincetheirstratigraphicpositionis uncertain (the youngest till can be missing in the area,and some stones could come from dug trenches, buildingsites,etc.)

Theauthor’sindicatortypeselectionisbasedonHesemann(1936,1975)andLüttig(1958),supplementedbyanumberof types proposed by Zandstra (1988, 1999), Wennberg(1949),Vinx(1996,1998)andthepresentauthor.Mostoftheused types are depicted in Smed (1995, 2002). The signifi-canceoftheselectionisdiscussedinsection3.1.

The circle-map method was first presented by Smed(1989,1993).Itsessentialprocedureisadrawingofmapletsof southern Scandinavia, one map for each count (fig. 5,6, 7). In these maplets, a circle represents one rock typeor a cluster of neighbouring variants; the circle center issituated in the middle of the outcrop area, and the circlearea is proportional to the number of specimens found.This method has several advantages: (1) every indicatorrocktypeusedandeveryidentifiedclastisshown;(2)com-parisonsbetweenmappicturesareeasierthancomparisonbetween formulae or indicator lists; (3) in most cases, thecirclesturnouttoconstituteabandbetweentheScandina-vian source areas and the sampling site, indicating an icemovement path; (4) reworked stones lie often outside thebandorblurthebandandcanthusbeidentified.

Regardless of the method used, an indicator count canonlybeaspottest.Ausableprocedureistolookafterclastswith identifiable source areas until a significant number(usually 50) has been reached. If 50 specimens cannot befoundatthefaceofthesection,aspademustbeused.Norules can be set down about the till volume that needsto be dug out; the objective is the statistical significance(50samples).




A computer program constructed by Geisler-Wierwille(pers.comm.),HamburgandBonn,Germanyhasbeenusedtodrawthecirclemaps.

2. samples from the island møn, denmark

Figures3a,3b,and4 illustrate thestratigraphyandglacialtectonicsinthecliffsonthesouthcoastofMøn.Theunitsinvolvedare:(C)Cretaceouschalk,(a)Ristingeklinttill(theunitismissinginfig.4),(b)Klintholmtillwithshearmix,(c) Mid Jutland till, (d)Young Baltic till. All till units areWeichselian.Theyshallbedescribedhereinbrief:

The Ristingeklint tillThis till is exposed at the cliff localities Hjelm Nakke andHvideklint.InHoumark-Nielsen(1994)thetillisreferredtoasUnit4.Itsoccurrencehasbeenknownsinceolderdescrip-tionsofMønsklint (Hintze1937).ThetillhasadistinctlyBalticprovenance,with fewSwedishclasts; thecontentofPalaeozoic limestonepebbles isveryhigh. Inmanyplaces,e.g.atHjelmNakke,theRistingeklinttillrestsdirectlyonchalk, but in spite of this, the percentage of flint clasts inthe till is much lower than the percentage of crystallines,whereasintheoverlyingtillunitstheoppositeisthecase.

Fig. 1: Overview of geographical names used in the article. Outlines of fig. 2 and 8 are shown.

Abb. 1: Übersicht der im Artikel verwendeten geographischen Namen. Die Lage der Abb. 2 und 8 sind als Umrisse angegeben.

Fig. 2: Glacial landscape and locality names on the island Møn, Denmark. The map is based on information from Krüger (1969), Kraag (1978), Houmark-Nielsen (1994), from the author’s own observations, and from Krüger (pers. comm.), and Houmark-Nielsen (pers. comm.).

Abb. 2: Glaziale Landschaft und untersuchte Lokalitäten auf der Insel Møn. Die Karte basiert auf Informationen aus Krüger (1969), Kraag (1978), Houmark-Nielsen (1994), Beobachtungen des Autors und persönlichen Mitteilungen von J. Krüger und M. Houmark-Nielsen.


Fig. 3a: Overview of the Hjelm Nakke cliff profile. The photograph fig. 3b covers the section above the brace.

Abb. 3a: Übersicht des Profils Hjelm Nak-ke. Die Abb. 3b gibt den Abschnitt ober-halb der Klammer wieder.

Fig. 3b: Hjelm Nakke cliff. The exposed units are marked with the same letters as in fig. 3A. Black lines surround blocks that have slided downwards (Photograph by Michael Houmark-Nielsen).

Abb. 3b: Das Hjelm Nakke Kliff. Die dargestellten lithologischen Einheiten ent-sprechen Abb. 3a. Die schwarzen Linien markieren die Umrisse von hangabwärts verrutschten Blöcken (Foto Michael Houmark-Nielsen).

(AtHjelmNakke33flintsand124crystallineswerecountedona1m2surface in theRistingeklint till; in theoverlyingKlintholm till, the numbers were 62 flints and 18 crystal-lines).EightÅlandrockswerefoundInRistingeklinttillinonlyaquarterofanhour;norocksfromÅlandwerefoundinKlintholmtillatthesamesite,notevenaftertwodaysofsampling.TheunweatheredRistingeklint till isgrey,a littlebluishwhenwet, and reddishbrown (sienna) in aweath-eredstate.Locallyitdisplaysredstreaksandstains.Asitin-cludesraftsofEemianmaterial,itsstratigraphicpositionasWeichselianisbeyonddoubt(Krüger&Kjær1999). ThetillrepresentsanEarly/MiddleWeichselianiceadvance;itsageisestimatedat50.000ybpbyHoumark-NielsenandKjær(2003).IthasalsobeenfoundatRistingeonLangeland(Sjør-ring1983) andonDjursland in east Jutland (Pedersen&Petersen1997).

The Klintholm tillThistillisexposedatallinvestigatedlocalities.InHoumark-Nielsen(1994)itisreferredtoasUnit6.Itunderlieslacus-trinelayersdepositedduringtheDenekampinterstadial.Theauthor’sfivecountsfromtheKlintholmtillproducedstrik-ingly similar results (fig. 5, 6, 7): they represent a path oficetransportfromtheScandinavianmountainsviaDalarne,througheasternSweden,alongtheeastcoastofSmålandandviaBlekingetowardsMøn.Palaeozoiclimestonesfromareas

near theSwedish coast are abundant; rock types from theeasternBalticwerenotfound.Thetransportpathhasaclearwestern boundary: no Kinne diabases,Värmland granites,garnet amphibolites, or Scanian basalts occurred. Instead,Kalmarsundsandstones,Ölandlimestones,andwhite-spot-tedflintswerefound.ThespottedflintsderivefromCampa-nianlittoral limestonedeposits inNEScaniaandfromthepresentseafloorSofBlekinge.

Fig. 4: Part of the “Kolonien Østersøen” cliff section, by courtesy of M. Faurbye.

Abb. 4: Abschnitte der „Kolonien Østersøen“ Kliff Sektion (mit Genehmi-gung M. Faurbye).


The Mid-Jutland tillThe unit has traditionally been called“NE-ice till”; it wasdesignated as the Mid Jutland till by Houmark-Nielsen(1987),i.e.interpretedasdepositedwhentheiceadvancedtotheMidJutlandmarginalline23–21kyrbp.Thetillcanbe observed at Hjelm Nakke as well as in the“KolonienØstersøen”cliff(Faurbye1999),overlyingDenekampinter-stadialstrata.Itishardandmassive(cf.thephotographfig.3b),probablyreflectingtheloadofathickicecover.Thecir-clemap(fig.5)combinestheresultsofSmedandFaurbye.

Thephotographfig.3bshowsaprotrudingmass(c),inter-pretedas theMidJutlandtillbyStockmarr(1996),andbyHoumark-Nielsen(pers.comm.).Asharplydefinedinterfaceseparates the protruding mass from an underlying shearedsedimentmixture (b), consistingmostlyofcm-ordm-thicksmearsofalternatelywhitechalkandblackclay.Thintilllay-ersarealsopresent,buttheyarelesscoherentthanthepro-trudingmassabove,andhaveanothercolour.SteepN-dippingjointsintheprotrudingtillmass(visibleinthephotograph)donotcontinueintotheshearmix;thustheinterfacemostprob-ably represents thebaseof theMid Jutlandunit.The shearmixisoverthrustedfromtheNalongfaultplaneswithalowinclination(15–30°).TheMidJutlandicesheetmovedfromtheNlocally;thustheMidJutlandicesheetwasmostlikelyre-sponsiblefortheshearingandthrusting.IncliffprofilesbetweenHjelmandTøvelde, theKlintholmandRistingeklinttillsaswellastheunderlyingchalkaredis-turbedbypressurecoming fromtheNWtoE,onaverageaboutNE.Fig. 3 showsgentle foldswith longamplitudes,

Fig. 5: Two indicator counts from the “Kolo-nien Østersøen” cliff section near Tøvelde. The samples of Mid Jutland till were taken above the large fold in fig. 4; the Klintholm till sample was taken immediately to the right (NE) of fig. 4. In the figs. 5, 6, and 7 the square represents the investigated locality.

Abb. 5: Zwei Geschiebezählungen aus der „Kolonien Østersøen“ Kliff Sektion bei Tøvelde. Die Proben aus dem Mid Jutland till wurden oberhalb der großen Falte (s. Abb. 4) entnommen, die Klintholm till Probe wurde im direkten Anschluss (NE, s. Abb. 4) entnommen. Die Lage des Untersuchungs-punktes ist in den Abb. 5–7 durch jeweils ein Quadrat gekennzeichnet.

30mormore,overwhichtheMidJutlandtillformsanun-disturbedcover.Thefoldingismoreintenseinfig.4,buttheMidJutlandtilltopsitinthesameway.AlmostundisturbedmeltwaterstrataandaYoungBaltictillcoverthesequence.

The Young Baltic tillTheYoung Baltic till is found at all investigated sites. InHoumark-Nielsen (1994) it is referred to as Unit 8. It islight-grey in a fresh state, but brown when weathered. Itformsa1–3mthickblanketat the landsurface,overlyingnormally undisturbed meltwater deposits; dm-sized foldsareobservedlocally,and10–30cmthickslabsofchalkarefound,mostlyatthebaseofthetill.Redsandstonesarecom-mon, often in long bands of tiny pebbles. In some places,thecrushinghasgonesofarthatthetillmatrixdisplaysredstainsorstreaks(cf.Krüger&Kjær1999).ÅlandrocksarecommonandSmålandgranitesrareintheYoungBalticlay-ers,whereas theopposite is the case in theKlintholm till.White-spottedflintsarelesscommonthanintheKlintholmunit;ÖlandlimestonesoccurinboththeKlintholmandtheYoungBaltictills.

3 discussion of indicator count methods

3.1 A control count at ristinge and comments on the milthers method

In1989,anattemptwasmadetoaccessthesignificanceoftheauthor’stypeselectionbymeansofabeachstonecount


Fig. 6: Two indicator counts from the Hvideklint cliff. Both samples were taken 650–40 m NE of the end of the road Ørebækvej, cf. fig. 12.

Abb. 6: Zwei Geschiebezählungen aus dem Hvideklint Kliff. Beide Proben wurden 650–640 m NE des Endes des Ørebækvej entnommen (s. Abb. 12).

Fig. 7: Two indicator counts from the Hjelm Nakke cliff. The Klintholm till was sampled im-mediately to the right of the photograph fig, 3b, 240 m NE of the end of the road Hjelmnakkevej; the Young Baltic till was sampled 50-100 m NE of that road end.

Abb. 7: Zwei Geschiebezählungen aus dem Hjelm Nakke Kliff. Der Klintholm till wurde direkt am rechten Rand der auf Abb. 3b dargestellten Sektion beprobt (240 m NE des Straßenendes des Hjelmnakkevej. Der Young Baltic till wurde 50–100 m NE des Straßenendes beprobt.

atRistingecliff(Langeland,Denmark).Thetill thicknesses and provenances in thiscliff profile are well known, cf. Sjørring(1983).Furthermore,thecliffissituatedona peninsula pointing towards the domi-nating wind direction, a position prevent-ing coast-parallel wave transportation ofstonesfromtheW.ThebeachEofthecliffis sandy, indicating that a transport fromthatdirectionisnegligible.Thusthestoneson the beach must derive from erosion ofthelocalcliff.Therefore,theratiobetweenSwedish and Baltic stones on the beachshouldroughlycorrespondtotheratiobe-tweenthethicknessesofSwedishandBal-tictillsinthecliff.

Anabout5m thickMid Jutland till se-ries with Swedish provenance dominatesthe profile. A Young Baltic till lies aboveit andaRistingeklint tillwithBalticprov-enance lies below it; the twohave a com-binedthicknessofabout1,5m.192indica-tors were counted on the beach. Of these,31 were (strictly speaking) of Baltic prov-enance, 13 were from the Stockholm re-gion (Uppland), 147 from the rest of Swe-den(fromDalarneontoScania)and1fromNorway. Uppland stones can be reckonedas Baltic indicators in practice, cf. fig. 8.Therefore,itcanbeassumedthat44indica-torsweretransportedtothelocalityviatheBalticdepression,ascomparedto147trans-ported via central and southern Sweden.The ratio between the thicknesses of theBaltic and theSwedish tills is 1,5:5= 3:10.The ratio between 44 and 147 is 2,99:10.The conclusion seems to be that a ratherwell balanced number of counted samplesderivesfromthesetwomainsourceareas.

Milthers’s beach stone count method(1909,1942)wasusedatRistingebyitsin-ventor;hiscountshowedaratioof12Bal-tic:10Swedish indicators.Milthersoftendisregarded the Kinne diabases; if that isdone here, the result is 71 Baltic and 26Swedish indicators, a proportion of 27:10(the figures are based on K. Milthers1942).Theseratiosdonotapproachthera-tio between the till thicknesses, not evenwithareasonablemarginoferror.Itmustbe concluded that Swedish rock typeswere catastrophically under-representedwhen Milthers‘s rock type selection wasapplied.

3.2 the Hesemann method

In Germany, the most used method hasbeenthatofHesemann(1931,1936,1975).His counts include more rock types thanthatofMilthersused.However,asLüttig


(1958)objects,thepresentationmethodblurstheresults:He-semannsubdividedNordenintofourareas(fig.9).Foreachcount, thedetermined indicatorclastswere sortedout intofourgroups,correspondingtothefourareas.Thus,individ-ualrocktypeswerenotdepicted,andtherefore,theaccura-cyof theanalyseswas limited.Furthermore, theboundarybetweentheHesemannareas“II”and“III”crossesthestriaeand the transportdirectionofDalarne rocks towards theSon to Småland-Scania, cf. fig. 8. Stones from Uppland (theStockholmarea)were lumpedtogetherwithDalarnerocks,butasshownbythestriae,theicecarriedtheUpplandrocksout into theBaltic sea.This correspondswithobservationsmadeinSweden(fewornostonesfromDalarnecanbefoundnearStockholm)andwith results fromDanishcounts.TheDalarneandUpplandrocksdonotoccurtogetherinthewayHesemann presupposed. Furthermore, all south SwedishclastswerepiledinHesemann’sgroupIII(cf.fig.8and9).ThiswouldhavemadethedifferencebetweentheKlintholmtillandtheMidJutlandtill(fig.5)invisible;itwouldbecon-

cealedthatKlintholmtillcontainsmanystonesfromSESwe-den,butnonefromSWSweden.

Unfortunately, the mentioned traits influence Hese-mann’s “formulae” in a disadvantageous way. Since thedigit in blank IV (representing Norway) is normally 0 inGerman counts, the only information of real value in theformulae seems to be the relationbetween thenumberofclasts from the eastern/northern Baltic (blank I) and theentirerest(blanksII+III).Thefullindicatorlistsare,how-ever,publishedandarestillofvaluetoday.

3.3 the Lüttig method

Lüttig(1958)listedeachrocktypeseparately,andcalculat-edanaveragegeographicalpositionforallclastsinacount(theso-calledTGZ), thusavoidinganysubdivisionofScan-dinavia.

Four problems with theTGZ method will be discussedhere: (A)thatsomesandstonetypesarecounted,butmost

Fig. 8: Directions of striae, and the spreading of Dala sandstones from the source area (hatched). The circles show sandstones as a percentage of the total number of clasts at each location. The dotted circles represent meltwater deposits. The occurrences at Gävle (N of Uppland) and Stockholm (S of Uppland), as well as in the stripe between these points, derive from small local outcrop areas (G. Lundqvist 1935, 1951). The double line (added by the present au-thor) is the boundary between Hesemann’s indicator areas II (NE of the line) and III (SW of the line), cf. fg. 9.

Fig. 8: Gletscherschrammen sowie Verbreitung von erratischem Dala-Sandstein außerhalb des Quellgebietes (schraffierte Fläche). Die gefüllten Kreise geben den prozentualen Anteil an der Gesamtsumme gezählter Geschiebe an jeder Lokalität an. Die gepunkteten Kreise kennzeichnen Schmelzwasserablage-rungen. Die Vorkommen bei Gävle (N von Uppland) und Stockholm (S von Uppland), sowie die Streifen dazwischen, stammen aus lokalen Vorkommen (G. Lundqvist 1935, 1951). Die vom Autor eingefügte Doppellinie kennzeichnet die Grenze zwischen Hesemanns Arealen II (NE der Linie) und III (SW der Linie), vgl. die Abb. 9.


Fig. 9: Hesemann’s subdivision of Norden (I–IV); Zandstra’s revision (1983) is shown with Arabic numerals.

Abb. 9: Hesemanns Einteilung von Norden(I–IV); Zandstras Überarbeitung (1983) ist mit arabischen Ziffern eingetragen.

of these seem to be dubious as indicators; (B) that lime-stone erratics are excluded; (C) that the outcrop areas ofthe used crystalline types are not equally distributed ona map of the Nordic countries; and (D) that the indicatortype selection cannot be changed if counts from differentlocalities have to be compared by means of theTGZ cal-culations.

(A)AnumberofsandstonetypesarefoundinLüttig’sindicatorlist(1958).However,inmyopinion,onlyfewsand-stones can reveal their origin with sufficient certainty. Itseemsappropriatetodiscussthemostprominentexamples:

Red sandstones derive mainly from the Jotnian forma-tion,agedabout1200my.TheycropoutinDalarneandontheBalticseafloorN,S,andWoftheÅlandislands.Afairnumber of hand-sized Dala sandstone specimens displaycircular light spots with distinct outlines, whereas suchspots are seldom found in abundant red sandstone errat-icsontheÅlandislands(Vinx,pers.comm.)Whenfromalargenumberofredsandstonesnospecimenshavecircularspots, there isgood reason tobelieve that the till inques-tionhasaBalticprovenance.ManyBaltic tillsdisplay redsmears or strikes deriving from crushed sandstones. Thementionedtraitsare,however,notalwaysreliable.

Öved sandstone (Silurian, Scania) and Neksø sandstone (Subcambrian, Bornholm) are red. Öved sandstone can beusedasindicatorifitcontainscastsormouldsof1–5mm-sized ostracod shells. Of the Neksø unit, only the bottomlayers containing kaolinized feldspar grains can be recog-nized.All other specimens shouldbediscarded, since it isimpossibletodistinguishthemfromJotniantypesinpractice(Schuddebeurs1980–81).

Hardeberga sandstone (Cambrian) has visible, roundedsandgrainsembeddedinahardquartzcement;whenstruck,itsplitsacrossthegrains;thefracturesareroughandcutoneanotherinoddangles.Thecolouriswhitish,beige,greyish,or slightly greenish. The type should be recognizable, but

it is found inSE,middle,andNWScania, furthermoreonBornholm,andon theBalticseafloorNofÅlandaswell.InGermancounts,HardebergasandstonesaremanagedasindicatorsfromScania,butthisisunfortunate,sincemanyspecimens can be of Baltic origin. Ice passing BornholmonitswaytowardsSchleswig-Holstein,Niedersachsen, theNetherlands,orDenmarkwillcontain”Baltic”clastassem-blages,whereasrocksfrommiddleorNWScaniaareonlyfound in tills of”Swedish” provenance. Thus, HardebergasandstonescannotshowtheimportantdistinctionbetweenSwedishandBalticstagesofaglaciation.Hardebergasand-stonesarelistedinseveralpublishedcountswherenoneoftheeasilyrecognizableScanianvolcanicrocktypesarere-corded(basanite,basalt,melaphyre).ThissuggeststhatthesandstonesinquestionderivefromotherareasthanScania.

Höör sandstone(Jurassic,Scania)shouldbemoreporousthan the Cambrian and Precambrian types, but accordingtoVinx(pers.comm.)thistraitisnotreliable.

(B): In contrast, Palaeozoic limestone types in mostcases seem tobe reliable as indicators in tills that arenotdepletedofCaCO3,because theirdistribution in theBalticarea is huge in comparison to minor distribution areas inSwedenandNorway.

Originally, the TGZ method was invented with refer-ence to Niedersachsen. This landscape (between the riversElbeandEms,NWGermany)liesoutsidetheouterlimitofWeichselianicesheets.Asanexample,theOsterholzerGeestnorth of Bremen is dominated by a till from the DrenthesubstageoftheSaaleglacial.Thetillcoveris2–4mthickandisgenerallydepletedofCaCO3,especiallybecauseitoverliesthick meltwater sands, a situation that intensifies the per-colationofCO2throughthetill.However,inareasneartheElbe,and further to theNE inSchleswig-Holstein,Saaliantillsoccurwhichcontainsmearsandfloesofchalk.Here,theCaCO3-depletiononlyreachesthetop1–2m,andPalaeozoiclimestonesarepresent.Tobeable tocompare,Lüttigde-cidedtoomitlimestonesfromhiscounts.

An important objection against Lüttig’s exclusion oflimestones is that a till will be interpreted as”of Swedishprovenance”whenSwedishstonesdominate thecollectionof crystalline indicators, even if Palaeozoic limestones arepresent.

Fortunately, Gorska-Zabielska has made some countsfromPolish tills, inwhichbothsandstonesand limestoneswererecorded(Böse&Górska1995,supplementedbyGór-ska-Zabielska,pers. comm.).Withherpermission, Ihavedrawnthetwocorrespondingcirclemapsshownasfig.10.

Infig. 10, the left-handmap isbasedonLüttig’s indi-cator type selection. Böse & Górska (1995) state that thePoznan-Leszno till (i. e., the tillunderlying the“Chodziez”till) contains a majority of clasts from eastern Sweden. ItcanbeconcludedthatintheChodzieztill,theÅlandstonesand the Eastern Baltic sedimentary rocks must have beentransporteddirectlyfromtheoutcrops,whereastheSwed-ish clasts are most probably reworked. Thus, theTGZ intheleft-handmapismisleading,sinceitisbasedmainlyonreworkedclasts.Balticrocksareunder-representedinLüt-tig’sindicatorlist(1958):BornholmandÅlandaretheonlyBaltic crystalline-rock source areas from which stones arefoundinsignificantnumbersintillsinNWGermany.Sinceno limestone typesare included,a“deadsector”arises in


therestoftheBalticarea.Infig.10, left-handmap,somesmall circles appear in eastern Sweden, and Åland canbe seen at the top, but the centre of the image is empty,where the most substantial information should normallyappear.Thecaseisofimportance,becauseicemovementsfromNordentoPoland,theBalticStates,theeasternpartof Germany, and most of Russia have definitely passedtheBalticsea.

Thus, with the TGZ method the ice transport paththrough the Baltic depression is not visible and can onlybededucedfromthetill´scontentofsedimentaryclastsasdescribedintheexplanatorytext.Meyer(pers.comm.)hasarguedthatcirclesrepresentingPalaeozoiclimestones(PK)typescannotbedrawn,becausetheoutcropareasarenotknownprecisely.However,verbaldescriptionsareevenlessprecisethanacircleplacedaccordingtoourpresentknowl-edgewouldbe.Conclusionssuchas“LargeamountsofPK+manydolomites=EastBalticprovenance”arederivedfroman“imaginarymap”ofthedistributionofrocktypesontheseafloor.Thesedimentsarethusactuallyused,butwiththeseriousdisadvantages thatnopercentagesornumbersaregiven,andthatthe“imaginarymap”cannotbechecked.

PalaeozoiclimestonescoveranareaoftheBalticseafloorthatislargerthanthecombinedsourceareasofallSwedishindicatorrocks.PKclastsare10–100timesmoreabundantinafinegravelanalysisthanthenumberofindicatorsinacount.Ifanything,thismeansthatthetotalnumberofPal-aeozoiclimestoneclastsshouldbecomparedtothetotalsum

Fig. 10: Two different presentations of an indicator count from the Weichselian Chodziez till, Ujscie, Poland. The left-hand map shows a count based on Lüttig’s indicator list (1958), i. e. it includes crystallines and sandstones. It is taken from Böse & Górska (1995: p. 7). The cross in Sweden marks the TGZ, the cross in Poland marks the sampling site. The right-hand map is drawn from the original indicator lists (Górska-Zabielska, pers. comm.) It includes the crystallines and the selected sedimentary indicator types shown in the list p. 84.

Abb. 10: Zwei unterschiedliche Darstellungen von einer Geschiebezählung am weichselzeitlichen Chodziez till, Ujscie, Polen. Die linke Abbildung zeigt Geschiebezählung nach der von Lüttig beschriebenen Indikatorliste (1958), die Kristallin und Sandsteine beinhaltet (nach Böse & Górska 1995: 7). Das Kreuz in Schweden markiert das TGZ, das Kreuz in Polen den Probenpunkt. Die rechte Karte ist nach der Originalliste von Górska-Zabielska (pers. Mitteilung) ausgearbeitet worden. Sie beinhaltet Kristallin und paläozoische Sedimente, die unten in der Liste dargestellt sind.

ofallcrystallines.WhentheSwedishindicatorrocktypesaredepicted separately, itwouldnotbe reasonable to sumupalllimestonesamplesandshowthemasonecircle;ifthisisdone,theBalticdepressionwillbegreatlyover-represented.ToprovidecirclesfortheBalticarea,therequirementsmustbe adjusted to the level used for other indicators, namelythatthespecimensbelongtowell-definedrocktypeswithalimitedsourcearea.Uncharacteristicsmallpebbleswillthenbeomitted–exactlyasuncharacteristicgranitesamplesnor-mallyare.Intheright-handmaponfig.10,aswellasonfig.5,6,7, Ihavefollowedthisprinciplebydepictingselectedsedimentaryrocktypes(cf.Smed2000).Forconvenience,alistofgeographical coordinates for these types is repeatedhere:

types Latitude LongitudeDevonian sediments 56.7 19.7Dolomite 58.4 21.6Gotland limestone 57.6 18.4palaeoporella limestone 57.6 17.3red öland limestone 56.7 16.6red-white Baltic limestone 58.9 21.4

ThecoordinatesaremainlybasedontheNationalAtlasofSweden,volume6,Geology.ThissourcewassupplementedwithinformationfromHucke&Voigt(1967),Lüttig(pers.comm.),Vinx (pers. comm.)andGórska-Zabielska (pers.comm.)


The chosen types are advantageous, because each of themoccurs in limited source areas: red Öland and Palaeopore-lla limestones come from the western, Gotland limestonesfrom the central, anddolomites, red-white limestones, andDevoniansedimentsfromtheeasternpartoftheBalticde-pression.Byincludingthemitshouldbepossibletodistin-guish between eastern, central, and western Baltic trans-portpathsdirectlyfromthecirclemaps.

Apart from a reference to existing tills that are deplet-edofCaCO3,MeyerandLüttig(pers.comm.)haveraisedsome furtherobjections to the limestonedepiction: (1)Thealleged”redÖland”typeisfoundnorthaswellassouthoftheÅlandislands,butthisdoesnotupsetthecounts,sincein practice the transport paths from both areas coincide:they run through the Baltic depression towards Denmarkas well as towards the Netherlands, Poland or Germany.(2)Vinx,Grube&Grube(1997)discussanexamplewherered“Öland-like” limestones are found together with KinnediabasesinanElsteriantillinHolstein.Theconclusionwasthat, in this case, the limestonesderive fromVästergötland(Eof the lakeVänern,Sweden).However, the combinationisunusual(IhaveneverseenitinDenmark),anditshouldpose no problem to reveal it when it occurs. According toVinx,a furtherclue supported theconclusion: the till con-tained black shale fragments in an amount rarely seen incombinationwithclastsfromÖland.

(C)Thebulkof indicatortypesusedbybothHesemannandLüttigderives fromsourceareas lying inabelt fromDalarne toeasternSmåland.Fromneighbouringareas,SWSweden,Norway,andtheBalticseabottom,fewornotypesare included; stones fromÅlandand theOslofieldare ex-ceptions, but Åland rocks are normally a minority inGer-mancounts,andOslostonesarealmostneverfound.Thus,thedistancesbetweentheTGZpositionsaresmall;inmostcountstheylieineasternSweden.EvenincountsfromtheNetherlandsfewTGZsaresituatedtotheWof15°Easternlength,i.e.thelongitudeofBornholm.Itiswellknownthatlargepartsof theQuaternary ice sheetshavereachedGer-manypassingwesternSweden,Denmark,ortheBalticsea,butthisispoorlyreflectedinLüttig’sdiagrams.

Zandstra (1983) saw that a distinction between clastsofSWSwedishandSESwedishorigincouldbe important.Therefore, a new subdivision was proposed where area 7represents SE Sweden and area 8 SW Sweden (fig. 9). Acomparisonoffig.5 withfig. 8showsthatthisdistinctionissignificant.However,Zandstra’s innovation ismostprob-ablyof little consequence ifLüttig’s indicator selection isstillused.

(D)WiththeTGZmethod,eachcountmustbedoneus-ingan identical indicator typeselection,because the intro-ducing of new types would disturb the grouping of pointsin the diagrams. As mentioned above, the conditions inNiedersachsenledLüttigtoabandonthecountingoflime-stones. This means that limestones must be excluded fromallcountsconductedaftertheTGZmethod,eveninWeich-selian tillswhere itcould improve theresults toadd them,cf.fig.5,6,7,10.

Kinne diabase was almost the only western Swedishindicator type in use in 1958, the year when Lüttig pub-lishedhismethod.ThuswesternSwedensharedthefateoftheBalticseafloor: theTGZcalculationsdoesnotallowto

include rock types from this area. The problem cannot beovercomeiftheTGZmethodisapplied.

The circle-map depiction method offers more flexibility.New types can be added to the circle-maps without seri-ously disturbing a comparison to older results, as long asthebalancebetweenthemainsourceareasiskept.Itcouldbeseenasacontinuoustasktorefinethemethod.

3.4 indicator counts and fine gravel analysis

Asmentioned,intheGermancounttraditiononlycrystal-line rocks were considered (Korn 1927, Hesemann 1936,1975, Zandstra 1988, 1999); in Lüttig’s lists (1958) sedi-mentary indicators only constitute a minority. Instead, aBalticprovenanceoughttoberevealedbyfinegravelanal-yses.However,asshownbyFaurbye(1999)andbyKjæretal. (2003), theresultsof thesedonotalwayscoincidewiththeindicatorcounts.Itseemsappropriatetodiscussthisinsomedetail.IneasternDenmark,theMidJutlandtill(Hou-mark-Nielsen1987)hasSwedishprovenanceand is inter-preted as deposited during the stage when the ice coverreachedtheMidJutlandmarginal linesome23–21kyrbp.This till is found at Hjelm Nakke as well as in the”Kolo-nien Østersøen” cliff on Møn (Faurbye 1999). The countsin the Mid Jutland till are combined in fig. 5, left-handmap. Among the clasts in Faurbye’s fine gravel count ofthis same till,Palaeozoic limestones (presumably from theBaltic depression) were dominant. Nevertheless, FaurbyeinterpretedthetillprovenanceasSwedish,basedon(a)in-dicatorlists,(b)tillfabricanalysis,and(c)glacialtectonics,showingan icemovement fromNE(cf.fig.4).Kjæretal.(2003) followFaurbye, pointingout thatPalaeozoic lime-stones dominate the fine gravel composition even in tillsofSwedishprovenanceintheentireSEDenmark,whereasonlyamodestpercentageofthe(normallylarger)indicatorclastsinsuchtillsderivefromtheBalticarea.Inthesearchfor an explanation, it could be emphasized that pressure-meltingoccurswhenthebaseofatemperateglacierslidesover stones whose upper faces rise over the substratum.Such stones are pressed downwards and receive striae. Itmaybesuggestedthatclasts<2cmaretoosmalltocauseasufficientpressure-melting; theycouldbepickedup, trans-ported,anddepositedaspartsofthetillmatrixinstead.Asaconsequence,thesmallclastsshouldbemoresusceptibletore-entrainment.

Thisdifferenceinthehandlingofsmallandlargerclastscould possibly be deduced from observations made byHumlum(1980)inIceland:itwasshownthatmanystonesofmediumsize (roughly 6–50 cm)arenotdepositeduntilthe ice melts that is embedding them. They are then laiddownasapavementuponthesurfaceofthealreadydepos-itedtill;ifareadvanceoccurs,theyaresuppliedwithstriae.(Thusstonesandstriaederive fromdifferentadvances). Incontrast, the glacier base transports and deposits pebblesunder2cmsizewiththetillmatrix.

Two examples from Møn illustrate further problemswithfine-gravelanalysis:

(1) IndicatorcountsweremadebymeintheKlintholmtill(Houmark-Nielsen1994)atfivelocalities;fig.5,6,and7 show representative examples. All five counts showed apathoficetransportfromtheScandinavianmountainsvia


Dalarne throughsouth-easternSweden, runningalong theeastcoastofSmåland,andviaBlekingetowardsMøn,cf.p.78.Houmark-Nielsenetal.(2005)describedtheKlintholmtill’s provenance as“Baltic”, led by the presence of manyÖland specimens in fine-gravel analyses. The transportpathseenonfig.5,6,and7revealsthatthisisnotentirelytrue.ItisespeciallystrikingthatnoÅlandrocks,butmanyspecimens from Dalarne and Småland, were observed. Inmyopinion,thedesignation“Balticprovenance”cannotbeused in such a case; it must be replaced by“Swedish eastcoastprovenance”.

As mentioned, current German methods (Lüttig 1958)do not incorporate limestones. If this restriction had beenapplied, Klintholm till’s provenance should be interpretedas “Swedish”, a conclusion that might be reached whenlookingatfig.11.However,fig.5,6,7 showthat thisdes-ignation is also imprecise. It can be concluded that whensome limestone types are included in the indicator countsincombinationwith thecrystallines, this can improve theprecision obtained by fine-gravel analyses, as well as bythecurrentGermancountmethods.

(2)TheHvideklintcliffsectionwasinvestigatedbyAber(1979).HefoundimbricatechalkslabsstackedbyicethrustfromtheN/NE/E(Aber1979:p.87).Betweentheslabsandasacoverabovethem,threetillunitswerefound.Themid-dle unit was referred to as the“upper dislocated till”. Theuppermostunit,calledthe“discordanttill”,blanketsthelandsurface.Aber interpretedboth theseunitsasdepositedbythe“NE ice” (Mid Jutlandadvance), i. e. they shouldhavea Swedish provenance. Indicators were counted by me inthe two layers; the results are shown in fig. 6. Note thatin the left-handmapno largenumberof limestonescouldbe expected, since the count was made less than 1 m be-low the landsurface.Evenso, it is clearly shown that the“discordant till”hasaBaltic,notaSwedishprovenance; itmust be assigned to theYoung Baltic ice advances. Everydetailinthesamplefromthe“upperdislocatedtill”matchestheKlintholm till counts: (a) clasts come from the easternSmålandcoastalareaaswellasfromtheneighbouringseafloor;(b)asharpwesternboundaryexists,nostonesfromWSwedenarefoundexceptone;(c)veryfewÅlandrocks,butmanySmålandgraniteswerefound;(d)white-spottedflintsand Kalmarsund sandstones were present. The differencesfromtheMidJutlandtill(fig.5)areobvious:Aber’s“upperdislocatedtill”isnotaMidJutlandtill,butisidenticalwiththeKlintholmtill.

Aber’s till interpretations were based on fine gravelanalyses.Fig.13 is reproduced fromAber1979:p.89.Thediagram shows only small differences between the“upperdislocated” and the“discordant” tills. As far as I can see,the drawback is that the subdivisions in the left diagramare too coarse: nodistinctionhas beenmadebetween redsandstones and other sandstones, and all crystalline clastsarecombined,regardlessoftheirorigin.Itcanbeconclud-edthattheindicatorcountsarefarmoreinformativethanthedepictedfinegravelanalyses.

3.5 Clast size limits

Inaparticulartill, largeaswellassmallstoneshavebeentransportedbythesameiceadvance. Itseemsunfortunate

Fig. 11: The same indicator count of the Klintholm till from Hjelm Nakke as in fig. 7. The map is modified as if a current German indicator rock se-lection had been applied, i. e. Öland, Palaeoporella, Beyrichia and Gotland limestones are removed.

Abb. 11: Dieselbe Geschiebezählung vom Klintholm Till aus Hjelm Nakke wie in der Abb. 7. Die Karte wurde unter Verwendung der aktuellen deut-schen Leitgeschiebezählungs-Methoden angepasst, d.h. dass Öland-, Pala-eoporella-, Beyrichia- und Gotland Kalksteine nicht berücksichtigt wurden.

to use a maximum clast size of 6 cm, because some Nor-dicareasdelivermostlysmallclasts,whereassamplesfromotherareastendtobelargerthan6cm.Ifacountcomprisesstonessmallerthan6cmonly,Dalaporphyrieswilltendtodominate among the indicators.Porphyry specimens fromotherareasareoftenlarger;thesameisthecasewithKinnediabasesandgranites.Dalarnewill beover-represented inthe < 6 cm fraction; a granite region asVärmland will beunder-represented.Onthewhole,westernSweden(includ-ing Scania) will be under-represented. Large areas couldremain invisible in the counts, although the icemayhavemoveddirectlyover them.AlreadyHesemann(1935) stat-edthat“itisnotadvisabletothrowawayinformation,evenif it is given by a granite”. Thus, no maximum clast sizeshall be recommended.Thebalanced solution seems tobetocountbothsmallandlargestones.

In practice, a minimum size is set by the possibility ofrecognition. This can cause a certain imbalance, e. g. be-cause1cm-sizedÅlandgranitesamplescanberecognized,whereasothergranitesamplesofsimilarsizecannot.How-ever, this seems to be of minor importance. As an exam-ple,Ålandrocksarecommonin theYoungBalticandRis-tingeklint tills, but rare in the Mid-Jutland and Klintholmtills;thiscontrastisnotmaskedinthecounts.

Iftheentirenumberofclastsinastudiedprofileareaisrequired (i. e. including flint, gneiss, shale, quartz grains,etc.), a lower clast size limit must be applied; if not, thetask would be impossible (should microscopic ones be in-cluded?)However, in spiteof itsdesirability (cf.p.76),noknownpublicationshavegivensuchatotalnumber.


Fig. 12: The northern end of the Hvideklint cliff. The distance in m from the end of the road Ørebækvej is given. Both samples were taken above the 640 m mark.

Abb. 12: Das nördliche Ende des Hvideklint-Kliffs. Der Abstand zum Ende des Ørebækvej ist angegeben. Beide Proben wurden oberhalb der 640 m Marke entnommen.

Fig. 13: Fine gravel analyses of the tills at Hvideklint (clasts of 3–5 mm size). The left diagram shows the non-carbonate fraction, calculated as %. The right diagram shows carbonates calculated as a percentage of the non-carbonate fraction. (From Aber 1979: 89).

Abb. 13: Feinkieszählungen des Tills vom Hvideklint (3–5 mm Größenklas-sen). Das linke Diagramm zeigt die nichtkarbonatische Fraktion (in %), das rechte Diagramm die karbonatische Fraktion als prozentuzalen Anteil von der nicht-karbonatischen Fraktion (nach Aber 1979: 89).

3.6 reworked clasts

Asamainrule,amoreorlessbroadbandcanbeobservedonthecirclemaps,connectingtheScandinavianmountainswiththesamplingsite.Inmostcasesthebandnarrowswhenthelocalityisapproached.Itcanbeseeninfig.6, right-handmap, that only one specimen was recorded from westernSweden(aScaniangranulite).Theconclusionmustbethatthisclasthasbeenreworked.

Infig.5(right)thetransportpathhasarathersharpwest-ern border. A similar border is displayed in the left-handmap,butitisheresituatedfurthertotheW.Asacontrast,somecentralBalticclastswerefoundinbothcounts.Insuchcasesitishelpfultoconsiderwhichclastspectraarefoundin the underlying tills. In the mentioned case, these werefoundtocontainmanyBalticclasts.ThismeansthatsomeBalticmaterialhasbeenreworkedandincorporatedintheyoungertill.

Thesetwoexamplesshowthatcircle-mapssometimesre-vealthepresenceofreworkedclasts.Lüttig’smethod(1958)isnotsuitableforthispurpose,sincethetotalclastcompo-sitioninacountisdepictedasonepointinadiagramonly,andthedetailsareconcealed.Reworkedclastsshouldbeex-cludedfromtheTGZcalculationsbyrights,butsuchapre-cautionisnotpossible.

The identification of reworked clasts is only possible iftheyconstituteamodestpercentageofthesample.However,examplesareknownwhereslabsofoldertillareworkedup,sothattheirclastcontentdominates.

4 Conclusions

TheresultsofindicatorcountsofthreeWeichseliantillsonthe islandMøn,Denmark,arediscussed(localities,seefig.1, 2). The three tills differ in character. Neither the previ-ously used count depiction methods nor the alternativelyapplied fine gravel analyses could reveal the true prove-nance of the tills. This was only possible by applying thecirclemapmethod(fig.5,6,7).

The oldest mentioned approach was that of Milthers(1909,1942).Themethodisnolongerusedbygeologiststo-day.Milthers‘smethodresultsinastrongunder-represen-tationofSwedishrocktypes.

Hesemann‘s rock type selection (1936, 1975) was morecomprehensiveandisstillinusewithslightmodifications.Itsweakpointsarethatthefoursourceareasaretoolarge,and that theirboundariesdonot reflect the icemovementpatterns.IfHesemann‘ssubdivision(fig.9)hadbeenused,nodifferencecouldbedetectedbetweenthetransportpathsoftheMidJutlandandKlintholmtills.Zandstra(1983)hasimproved this situation by subdividing Hesemann‘s foursourceareas.

InLüttig‘smethod(1958)thetotalresultofacountwasshownasonepointinadiagramonly(theTGZ).Individualrocktypeswerenotdepictedand.asamainrule,indicatorlistswerenotpublished.Thus, itwasconcealedthatwest-ernSwedenandtheBalticseafloorareunder-representedinLüttig‘s(1958)listofindicatortypes.Therefore,itisdoubt-fulwhetherthedistinctdifferencebetweentheMidJutlandandKlintholmtillscouldhavebeendetectedwiththeLüt-tigmethodeither.Theleft-handmapinfig.10showsthatby disregarding all types of Baltic limestones the allegedsourceareaofthetillinquestionwasshiftedfartothewest.Furthermore,mostoftheincludedsandstonesarenotwell-defined.

Faurbye (1999) andKjæret al. (2003)have shown thatthe results of fine gravel analysis do not always coincidewith the resultsachievedby indicator counting.Theseau-thors found that indicator counts were preferable becausetheir results were in better agreement with the results ofother investigationmethods.The causeof thediscrepancyis still uncertain. In the opinion of the present author, itseems probable that larger stones are less susceptible toreworking than clasts < 2 cm size. Consequently, the finegravel would contain more reworked material than thelargerfractions.

Thepresentauthorcautionsagainstusingasizelimitsuchas2–6cmforthecounts,becausecertainNordicsourceareasdelivermostlylargeclasts(e.g.granites),whereasotherre-gionsdonot.Asanexample,Värmlandwillbeunder-repre-sentedandDalarneover-representedinthecounts,ifstoneslargerthan6cmsizeareomitted.

Itisemphasizedthatindicatorcountsdepictedascircle-mapscomeclosesttorevealingthetruepathsofformericemovements.Inmanycases.thecircle-mapsallowadistinc-tion between clasts transported directly from the sourceareasandreworkedclasts.


Some results are of local interest for the glacial geologyof the island Møn: it is shown that Houmark-Nielsen’s(2005) interpretation of Klintholm till as“of Baltic prove-nance”cannotbesupported,andthatAber’s(1979)identi-ficationofthetillunitsinHvideklintwasfaulty.

Acknowledgements

Michael Houmark-Nielsen, Copenhagen, encouraged thiswork. Maiken Faurbye (Copenhagen) and Maria Górska-Zabielska(Poznan)allowedmetoquotetheirwork.RolandVinx and Jürgen Ehlers, both Hamburg, Johannes Krügerand Kurt-Henrik Kjær, both Copenhagen, Hans-JürgenStephan,Kiel,andK.-D.Meyer,Hannover,gaveadviceandinformation. The English language was improved by Jür-genEhlersandbyAliciaBoyens-Thiele,Copenhagen.FinnUnoKofoed,Haslev,andMargitJohansen,Copenhagen,as-sistedmeinthefield.Iamverygratefultoallthesepeople.

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iSSn 0424-7116

mittel- und spätpleistozäne stratigraphie und morphogenese in schlüsselregionen der nordschweiz

Oskar keller, Edgar krayss

Kurzfassung: Mit dem Ziel eine Gliederung der mittel- und spätpleistozänen Grossvergletscherungen in der Nordschweiz zu erarbeiten,werden sedimentologische und morphologische Befunde aus sieben Schlüsselregionen erläutert und interpretiert. Die Unter-suchungen umfassen den Zeitraum nach der Ablagerung derTieferen Deckenschotter längs des Hochrheins und einer darauffolgendenvomBodenseeraumausgehendenmarkantenAusräumung.

FürdiesePeriodelassensichvierGrossglazialenachweisen.SiewerdengemässdenFrontlagenderVergletscherungenimRhein-Aare-Reuss-SystemalsMöhlin-,Habsburg-,Koblenz-undBirrfeld-Glazialbezeichnet.Erfassbarsindauchdiedazwischeneinge-schobenenInterglazialeHolstein,MeikirchundEem.DievierVorlandvergletscherungenweisenfolgendeMerkmaleauf:

Möhlin-Eiszeit: GrössteVergletscherung des nördlichen Alpenvorlandes im Anschluss an die grosse Ausräumungsphase. Eis-überflutungdesöstlichenJurasundderHöhennördlichdesunterenHochrheinsunddesKlettgaus.

Habsburg-Eiszeit:Ausmassetwawiedie jüngsteVergletscherung (Birrfeld).ExternderGletscherzungenSchüttungdermäch-tigenHochterrassen-Schotterstränge.InternindentiefenBeckenhochliegendeSeen.

Koblenz-Eiszeit (BeringensensuGraf2009b):ZweitgrössteVorlandvergletscherung,bisheroftalsgrössteEiszeit(„Riss“)ange-sprochen.GreiftzwischenKoblenzundSchaffhausenüberdenheutigenHochrheinhinaus.

Birrfeld-Eiszeit: Letzte und jüngste Eiszeit, bisher als „Würm“ angesprochen. Überfährt die meisten tiefen Becken und bautmarkanteEndmoränenkränzeauf.ExternwerdendieSchotterdesNiederterrassensystemsabgelagert.

DieChronostratigraphie der NordschweizbasiertaufZeitmarkenfürdieInterglazialeEemundHolsteinausNorddeutschlandsowieMeikirchausderSchweiz.DievierGlazialeverteilensichdemgemässwiefolgtüberdenUntersuchungszeitraum:Möhlin+350kaBP(MIS10),Habsburg+250kaBP(MIS8),Koblenz+150kaBP(MIS6),Birrfeld30–15kaBP(MIS2).

EinVergleichmitderQuartärgliederunggemässderStratigraphischenTabellevonDeutschland2002(Littetal.2005)zeigt,dassfürdreiGlazialeKorrelationenmöglichsind:MöhlinmitElster/Mindel,KoblenzmitSaale/RissundBirrfeldmitWeichsel/Würm.

[middle and Late Pleistocene stratigraphy and morphogenesis in key regions of northern switzerland]

Abstract: TofindastratigraphicaldivisionoftheMiddleandtheLatePleistoceneofNorthernSwitzerland,thesedimentologicalandmor-phologicalfieldobservationsofsevenkeyregionsareexplainedandinterpreted.Theinvestigationsincludetheperiodafterthesedimentationofthe“TieferenDeckenschotter”alongtheHighRhine(Hochrhein)andthesubsequentperiodofastrongerosionthatstartedintheLakeofKonstanzarea.

Inthisperiodfourmainglacialscanbeverified.AccordingtothefrontpositionsoftheglacierswithintheriversystemofRhine-Aare-Reuss,theyarenamedMöhlin-,Habsburg-,Koblenz-andBirrfeld-Glacial.Furthermore,theinterpolatedinterglacialsHol-stein,MeikirchandEemarerecognizable.Thefourforeland-glaciationsshowthefollowingcharacteristics:

Möhlin-Glacial:Mostextensiveglaciationofthenorthernalpineforelandthatfollowedtothe importanterosionalperiod. IceoverflowovertheEasternJuraaswellasoverthehillsinthenorthoftheHighRhineandtheKlettgau.

Habsburg-Glacial:Surfacenearlyasbigastheyoungestglaciation(Birrfeld).OutsidetheglaciertoungesupbuildingofthethickalluvialHighTerraces(Hochterrassen).Insidemanylakesofhighlevelintheoverdeepenedbasins.

Koblenz-Glacial (BeringensensuGraf2009b):Secondbiggestforelandglaciation,untiltodayoftensupposedasthemostexten-siveglaciation(“Riss”).BetweenKoblenzandSchaffhausentheicetraversedtheRhine.

Birrfeld-Glacial:Thelastandyoungesticeage,mostlynamed“Würm”.Theglaciersoverridemostoftheoverdeepenedbasinsandbuildupwellmarkedmorainebelts.OutsidethegravelsoftheLowerTerraces(“Niederterrassen”)aredeposited.

The Chronostratigraphy of Northern SwitzerlandisbasedondatesoftheinterglacialperiodsofEemandHolsteininNorthernGermanyaswellasMeikirchinSwitzerland.Accordinglythefourmainglacialsaredistributedovertheperiodoftheinvestiga-tionsasfollows:Möhlin+350kyBP(MIS10),Habsburg+250kyBP(MIS8),Koblenz+150kyBP(MIS6),Birrfeld30–15kyBP(MIS2).

AcomparisonwiththeQuaternarySystemofthestratigraphicaltableofGermany2002(Littetal.2005)showspossiblecorrela-tionsforthreeoftheseglacials:MöhlinwithElster/Mindel,KoblenzwithSaale/RissaswellasBirrfeldwithWeichsel/Würm.

Keywords: Northern Switzerland, Pleistocene, sediments in overdeepened basins, glacial drainage, chronostratigraphy

Addresses of authors:O. Keller,Brühlstrasse90,CH-9320Arbon.E-Mail:[email protected];E. KrayssMyrtenstrasse9,CH-9010St.Gallen

1 Einführung und Allgemeines 1.1 Anlass und Ziel

Auf Anregung der „Arbeitsgemeinschaft Alpenvorland-Quartär“(AGAQ)übernahmenesdieAutoren,eineeinheit-licheChronostratigraphiefürdiemittel-undspätpleistozä-

nenVergletscherungenderNordschweizzuentwickeln.AlsGrundlagekonntensieaufwährenddreiJahrzehntenerar-beitetevertiefteKenntnissezumRheingletscherzurückgrei-fen,wobeigeradederRegiondesBodenseesalsBindegliedzwischenSchweizerMittellandundöstlichemAlpenvorlandeinebesondereBedeutungzukommt.DieNordschweizzwi-schen Berner Aaretal und Bodensee weist zahlreiche tiefe




BeckenundRinnenauf,derenSedimentfüllungenvorallemim Zusammenhang mit der Grundwasserprospektion be-kanntgewordensind.DiewissenschaftlicheAuswertunghatzuneuenErkenntnissenderquartärenProzesse imlokalenbisregionalenBereichgeführt.Abb.1gibteinenÜberblickzudenVergletscherungen.

Seit Penck & Brückner (1909) galt auch in der Nord-schweizdieklassischeEiszeitenabfolgeGünz,Mindel,Riss,Würm, verknüpft mit den höheren und tieferen Decken-schottern,respektivemitderHochterrasseundderNieder-terrasse.

Erstinden1990erJahrenwurdedieklassischeStratigra-phieernsthaftangezweifelt,ausgelöstdurchpalynologischeBefundevonWelten,durchdieUntersuchungenandenSe-dimenten imAaretaldurchSchlüchterunddieErkennt-nisse an den Deckenschottern durch Graf. Dies führte zueinervonMüller&Schlüchter(1997)aufgestelltenneuenChronostratigraphie der Eiszeiten in der Nordschweiz. SiewichallerdingsvondenVorstellungenderAutorenzurEis-zeitgliederung im Bodenseeraum (Keller & Krayss 1999:Abb. 4.2)beträchtlichab,was inderGegenüberstellung inderAbb.2zumAusdruckkommt.

In den anschliessenden Jahren wurden die laufendenForschungsergebnisse (Hofmann, Kempf, Schindler,Wyssling) weiter verfolgt. Insbesondere standen die de-tailliertenUntersuchungenvonGrafzueinerStratigraphievonMittel-undSpätpleistozäninderNordschweizalsTypo-skriptseit2002zurVerfügung.DieseArbeitist2009(Graf2009b)publiziertworden.

1.2 untersuchter Zeitraum

Die Zeitspanne der hier zur Diskussion stehendenVerglet-scherungen umfasst das Mittlere und Späte Pleistozän. AlsAbgrenzungzumUnterenwirdderAbschnittangenommen,denMüller&Schlüchter(1997)gemässAbb.2als„Mor-phogenetisches-morphotektonisches Ereignis im nördlichenAlpenvorland“ bezeichnen. Es hat seine obere Grenze um780kaBPundsetztsichsowohlbeidiesenAutorenalsauchbeiGraf(2007:3)eindeutigvonderZeitderSchweizerischenDeckenschotter-Vergletscherungenab. InderQuartärgliede-rungvonKeller&Krayss(1999)entsprichtobigesEreigniseiner„GrossenAusräumungsphase“,derenZeitgrenzenaller-dings gegenüberMüller&Schlüchter erheblichdifferie-ren.DerBegriff„GrosseAusräumungsphase“stütztsichaufdiestarkvariierendenErosionsraten,dieandenSchotterba-sen am Hochrhein und im Bodenseebecken zu beobachtensind(Abb.3).SobeträgtbeiNeuhausenamDurchbruchdesRheinsdurchdenJurakalk-RiegeldieEintiefungwährenddie-serAusräumungsphasedasDreifachederDifferenzzwischenHöheren und Tieferen Deckenschottern. Als Hauptursachedieser „morphologischenWende“wird,nebst tektonischbe-dingtenHebungenundAbsenkungen,dieUmlenkungdesAl-penrheinsvonderDonauzurAarebetrachtet(Keller2009).

1.3 Grundlagen

DievorliegendeArbeitstütztsichauf:•eineumfassendeLiteraturauswertung,vorallemzurSedi- mentstratigraphie

Abb. 1: Erweitertes Untersuchungsgebiet Nordschweiz mit Randlagen der grössten sowie der letzten Vorlandvergletscherung.

Fig. 1: Enlarged area of investigations in Northern Switzerland with front positions of the most extensive and the last foreland glaciation.


•Darstellungen des Quartärs in geologischen Karten mit denzugehörigenErläuterungen•Eigene Untersuchungen zur Morphostratigraphie und zu glazialenProzesseninderNord-undOstschweiz.

1.4 terminologie

Nachdem indenneuenPublikationenderSchweizerischenLandesgeologie, insbesondere im Geologischen Atlas derSchweiz 1:25.000, die Bezeichnungen des Penck’schen Sys-

Abb. 2: Quartärgliederung Nordostschweiz und Eiszeiten-Chronologie Schweizer Alpen. Forschungsstand 1999, bzw. 1997. Aus Keller & Krayss (1999: Abb. 4.2).

Fig. 2: Quaternary chronology of Northern Switzerland and of the Swiss Alps. Situation of research 1999, resp. 1997. After Keller & Krayss (1999: Fig. 4.2).


temsnichtmehroffiziellzurVerwendungkommen,sollauchindieserArbeitgenerelldavonabgesehenwerden.NeuwirdeineTerminologie gebraucht, die sich aufÖrtlichkeiten imunteren Reuss- und Aaretal sowie am unteren Hochrheinbezieht.DamitergibtsichalsAbfolgederGrossglazialedieGliederung

Birrfeld (Bf) statt bisher würm

koblenz (ko) statt bisher riss

Habsburg (Hb) statt bisher —

möhlin (mö) statt bisher GHV (Grösste Helveti-sche Vergletscherung)oder riss, auch mindel (je nach autor)

Die Namen Birrfeld, Habsburg und Möhlin entsprechenmaximalen Frontlagen des Aare-Reussgletschers. Sie wur-den durch Graf (2002) für einige seinerVorstoss-Positio-nen eingeführt. Mit dem Namen Koblenz wird ein Maxi-malstand des Aare-Reussgletschers bezeichnet, dessen ge-naue Endlage im RaumWaldshut-Tiengen allerdings nichteindeutigist.Graf(2002,2009b)verwendethierfürdenNa-men Beringen, weil sich dort die Zweiphasigkeit des ent-sprechenden Rheingletscher-Maximums klar nachweisenlässt.

ZumBezugaufdiehistorischeLiteraturundKartographiesowie zur Orientierung im traditionellen Kontext werdendie bisherigen Bezeichnungen gelegentlich in KlammernoderzwischenAnführungszeichenvermerkt.

2 modell der vier Grossglaziale des mittel- und spätpleistozäns

Aufgrund der Erkenntnisse aus zahlreichen Einzelbefun-den sahen sich die Autoren veranlasst, Modellvorstellun-gen mit eigenständigen Vorlandvergletscherungen, d. h.mit echten Glazialen, zu entwickeln. Das Modell mit vierGrossglazialen ist das Ergebnis mehrjähriger Studien undVergleiche mit dem „klassischen Eiszeitenschema“ sowiemit denVorschlägen anderer Geologen, insbesondere aberauchmitderKorrelationstabellevonGraf(2002).

Zum Verständnis des folgenden Kapitels ist es unum-gänglich, die Abmessungen und Charakteristika der vierGrossvergletscherungen im Sinne eines Modells kurz vor-zustellen. Methodisch lässt sich das Modell als Arbeitshy-potheseverstehen.

Möhlin-Eiszeit (Abb. 4a)Eiszeit,•deren Vergletscherung in der Nordschweiz die grössten AusmasseimQuartärerreichte.•deren mächtige Eisströme die meisten tiefen Becken im Mittelland ausschürften und die tiefen, grossen Entwäs- serungsbahnenausweiteten.

Abb. 3: W-E-Profil der Schotterbasis am Hochrhein. Die Zeitspanne zwischen den Basislinien der Deckenschotter und der Hochterrasse zeichnet sich durch starke Tiefenerosion aus.

Fig. 3: Profile W-E of the gravel basis along the High Rhine. The period between the basis of the “Deckenschotter” and the High Terrace is marked by strong deep erosion.

(2009a)


Abb. 4: Abmessungen und Charakteristika der Grossvergletscherungen in der Nordschweiz.4a: Möhlin-Glazial (GHV, MEG). – 4b: Habsburg-Glazial. – Rote Quadrate: Namengebende Frontlagen der Vergletscherungen.

Fig. 4: Extension and characteristics of the main glacials in Northern Switzerland.4a: Möhlin-Glacial (GHV, MEG). – 4b: Habsburg-Glacial. – Red squares: Named front positions of the glaciations.


Abb. 4: Abmessungen und Charakteristika der Grossvergletscherungen in der Nordschweiz.4c: Koblenz-Glazial („Riss“). – 4d: Birrfeld-Glazial („Würm“, LGM). – Rote Quadrate: Namengebende Frontlagen der Vergletscherungen.

Fig. 4: Extension and characteristics of the main glacials in Northern Switzerland.4c: Koblenz-Glacial (“Riss”). – 4d: Birrfeld-Glacial (“Würm”, LGM). – Red squares: Named front positions of the glaciations.


•dieals einzigedenöstlichen Juraüberschrittundbisauf die unteren Hänge des südöstlichen Schwarzwaldes em- porreichte.•derenäussersteFrontamHochrheinbeiMöhlinlag.

Habsburg-Eiszeit (Abb. 4b)Eiszeit,•deren Vergletscherung weit zurück lag und die tiefen Beckengeradenochüberfuhr.•vonderenFrontlagenausdiemächtigenHochterrassenin diegrossenAbflusstälergeschüttetwurden.•bei deren Rückschmelzen sich im Spätglazial in den tiefenBeckenhoch liegendeSeenbildeten,gestautdurch die ebenso hoch reichenden Ansatzstellen der Hochter- rassen.• in der die vorderste Front des Reussgletschers im Raum Habsburglag.

Koblenz-Eiszeit (Abb. 4c)Eiszeit,•deren Gletscher die Hochterrassen überfuhren und die Rheinachse zwischen Schaffhausen und Waldshut noch überschritten.• in der der Rheingletscher bis in den oberen Klettgau vorstiessundderAare-Reuss-Linth-Gletscher imunteren KlettgaueinengrossenEisstauseeentstehenliess.•deren Eisströme oftmals über den Seesedimenten in den tiefen Becken Vorstossschotter mit besonderem Habitus absetzten.•derenGletscherverschiedentlichneueBeckenschufen.•derenäussersteFrontimRaumKoblenzlag,ohnegenau- erfassbarzusein.

Birrfeld-Eiszeit (Abb. 4d)Eiszeit,•deren Vorlandgletscher in etwa das Ausmass der Habs- burg-Eiszeit erreichten und deren Gletscherfronten markante Reliefformen hinterliessen, die wegen ihres „jun- genAlters“guterhaltensind.• in der in teils neu geschaffenen Abflussbahnen die Nie- derterrasseneingeschüttetwurden.•deren Gletscher die Sedimentfüllungen in den tiefen Becken selektiv ausräumten, wobei wieder zahlreiche Seenentstanden,dieoftbisheuteüberdauerten.• in der der Reussgletscher im Birrfeld den äussersten Sanderschüttete.

3 befunde aus schlüsselregionen 3.1 Übersicht

Unter Schlüsselregionen verstehen die Autoren Areale, indenen sich die Glazialforschung schon seit Jahrzehntenbemüht hat, Argumente zumVerlauf und zur Gliederungpleistozäner Vergletscherungen zu finden. An ihnen solldas Modell der vier Grossglaziale überprüft werden. DiesiebenSchlüsselregionen,die imFolgendenzurDiskussionstehenundinderKartederAbb.5eingetragensind,lassensichnachzweiHauptkriterienordnen:•Sedimentologie, d. h. Profile mit längeren Sediment- sequenzen mit Moränen, Schottern, Seeablagerungen

und biogenen Horizonten: Glatttal – Linthbecken – Menzingen-Sihltal•Morphologie,d.h.BereichemitTal-undRinnenwechsel, mitAufschotterungensowiemitStaubildungen:Möhlin–Aare-Rhein-Konfluenz–Schaffhausen-Klettgau–BadenSämtliche Schlüsselregionen werden anhand von ProfilenundzumTeilauchKartenbesprochen.DerTextgliedertsichjeweils in zwei Abschnitte. In einer historischen ÜbersichtwerdenzuerstdiewichtigstenfrüherenArbeitenkurzvor-gestellt.AnschliessendfolgtdieInterpretationderAutoren,aufgebautnachdemModelldervierGrossglazialenachderDeckenschotterzeit.

3.2 schlüsselregion möhlin

Bereits Gutzwiller (1894) deutet die beiden Wälle aufdem Möhliner Feld als Endlagen des helvetischen Glet-schers, das heisst des vereinigten Rhein-Reuss-Aare-Rho-ne-Gletschers. Er zieht aber in Betracht, dass das Eis zeit-weise sogar bis Basel gereicht haben könnte. Seit Penck& Brückner (1909) wird diese Vergletscherung mit demsüddeutschen„Riss“ inVerbindunggebrachtundalsgröss-teVereisungbetrachtet.Die liegendenSchotterwerdenderHochterrassezugerechnet.

In den auf Bohrungen basierenden Profilen durch dasMöhliner Feld (Jäckli & Kempf 1972: Taf. III) zeigt sich,dass keine Moränenbedeckung vorhanden ist. Vielmehrliegen über den mächtigen Schottern ausschliesslich Löss-ablagerungen. Die Wallmoränen werden durch Relieffor-men vorgetäuscht (Abb. 6). Hingegen sind in der wenigsüdlichamRheintalrandundetwaserhöhtgelegenenKies-grube Bünten (Müller-Dick 2000) zwei Moränenhorizon-teerkennbar,waszweimaligePräsenzeinesGletschersbe-legt. Ein verfalteter Paläoboden unterteilt den eingescho-benen Schotterkörper in zwei Komplexe (Abb. 7 oben).Graf (2002) weist aufgrund der Geröllpetrographie nach,dassderobereSchotterdesMöhlinerFeldesunddieobereMoräneinderKiesgrubeBüntenvomSchwarzwaldherge-schüttetwordensind.

Bei Riedmatt knapp nordseits des Rheins beschreibtZink (1941) unter wenig Hochterrassenschotter ein Vor-kommen von blaugrauen Tonen mit organischen Resten.Bludauetal.(1994)stellenvorerstimHinblickaufdieHö-henlage diese biogenen Stillwassersedimente in ein Riss-Intervall. Aufgrund der pollenanalytischen Untersuchun-gen sind sowohl Eem als auch Holstein auszuschliessen,währendeininsRissfallendesInterstadialinFragekommt.

interpretation

Diese folgt imWesentlichen der Auffassung von Müller-Dick(2000)undGraf(2002)mitErgänzungen.

Prä-Möhlin (Prä-GHV)Nach der jüngsten Deckenschotter-Vergletscherung wirddie Entwässerung während der tiefen fluviatilen Durchta-lung auf die Felsrinne im Südteil des Möhliner Feldes ab-gesenkt(Abb.6).

Möhlin (GHV)In das bereits tief liegende Entwässerungs- und Talnetz


Abb. 5: Übersicht zu den Schlüsselregionen der Nordschweiz. x – x: Profilspur der Abb. 17.

Fig. 5: Overview of the key regions in Northern Switzerland. x – x: cross section of Fig. 17.

stösst das Eis der grössten Vergletscherung vor und er-reicht mindestens Möhlin. Zeuge dafür ist die untere Mo-räneamsüdlichenTalrandinderKiesgrubeBünten(Abb.7oben).

Habsburg (neu)Akkumulation der Rheintal-Schotter des Möhliner FeldesalsHochterrasse.DerzugehörigeEisrand liegtweitzurückbeiderHabsburg.

Im anschliessenden Interglazial Verwitterung und Bil-dung des unteren Paläobodens (KG Bünten). Die Seesedi-mente von Riedmatt liegen auf dem Niveau der Basis derunterenHochterrasseundwären somit indie Interglazial-zeitHabsburg/Koblenzeinzustufen,allerdingsmitintersta-dialemCharakter.

Koblenz („Riss“)Zweitgrösste Vergletscherung, der helvetische Gletscherreicht bis in den Raum Koblenz. Aus dem Schwarzwaldstösst der Wehra-Gletscher über die Hochterrasse beiMöhlin vor: Schotter mit Schwarzwaldmaterial und ba-sale Blocklage (Graf 2002). Der Rhein wird phasenweisegestautaufeinNiveauum+340mü.M.DaherkommteszurMaterialmischungindenhangendenSchottern(Abb.7unten). DerWehra-Gletscher erreicht den südlichen Rand

des Rheintals: Stauchung des unteren Paläobodens, Abla-gerung der oberen Moräne mit Schwarzwaldmaterial (KGBünten).

Nach dem Abschmelzen des Wehra-Gletschers BeginnderfluviatilenEintiefungdesRheins imBereichderheuti-genRheinrinne.

Im anschliessenden Interglazial Verwitterung und Bil-dung des oberen Paläobodens. Weitere Tiefenerosion desRheins.

Birrfeld („Würm“)Lössablagerung auf dem Möhliner Feld. Aufschüttung derNiederterrasseimengerenRheintal(Abb.6).

Im Postglazial Eintiefung des Rheins teils bis auf denFelsuntergrund,heutigerRheinlauf.

3.3 schlüsselregion Aare-rhein-Konfluenz

ObwohlbereitsMühlberg(1896)feststellte,dassvor„Riss“eineweitereEiszeiteinzuschaltensei,wurdediesz.B.vonPenck & Brückner (1905) und seither von weiteren Au-toren abgelehnt und an derViergliedrigkeit des Eiszeital-ters festgehalten. Mühlberg hatte erkannt, dass die Hoch-terrassenschotter im Raum unteres Aaretal eisüberfahrensind. Sie mussten somit älter sein als „Riss“, das mit der


Abb. 6: Quartärgeologische Planskizze Möhlinerfeld.

Fig. 6: Quaternary geological map of “Möhlinerfeld”.

grössten Eiszeit verknüpft wurde. Auch die Arbeiten vonBlösch(1911)undspätervonBugmann(1961)führtenbeidiesen Autoren zur Auffassung, dass die „Riss“-Eiszeit inzweiGlazialeaufzutrennensei.

Hantke (1978) schlägt vor, dass nach dem Rissmaxi-mum ein Rückschmelz-Stadial „Koblenz“ einzufügen sei,umdieEisüberfahrungzuerklären.ImZusammenhangmitdemBauderAutobahnA3ergabenBohrungenimBereichHabsburg eisrandnahe Schüttungen mit eingeschaltetenMoränen.Schindler(1985:34)weisthieraufdenZusam-menhang zwischen Eisrandlage und der davon ausgehen-den Hochterrasse hin. Er möchte deshalb vor „Riss“ einenGletschervorstosseinschieben.

DieUntersuchungenvonGraf(2002)basierenstarkaufden von ihm ausgewerteten, zahlreichen Bohrungen imRaum der unteren Aare. Demnach postuliert auch er eine„Habsburg“-Vergletscherung, die mit den Hochterrassenzu verbinden sei. Zudem konnte das Felsrelief rekonstru-iertwerden.Eszeigtesich(Graf2000),dassvonRheinundAarevorder SchüttungderHochterrasse gegenüberheuteteilweise abweichende Achsen benutzt worden sind (Abb.8).UnterBerücksichtigungderPetrographie, derHöhenla-gederRinnen,derReliktevonPaläobödenundderFüllun-genmitHochterrassenschotternsiehtGraf (2002)mehrereGletschervorstösse:Leibstadt,Habsburg,Koblenz.

ImunterenKlettgauwerdendievielerortsnachgewiese-nen Seesedimente, die glazilakustrische Serie (Graf 1996,

2002),einemEisstauimRaumöstlichWaldshutzugeschrie-ben.NachBauschetal.(1989)liegtdorteinSeemitglazige-nenSedimenten,indenhöherenSchichtenmitwarmgetön-ter Flora vor. Hofmann (1994) erwähnt Seesedimente mitvermutlichDropstonesbeiNeunkirch.DemzufolgewirdeinGletschervorstossangenommen,derAaretal-abwärtsinderGegend von Koblenz den Rhein noch überschritten habenmuss.

interpretation

Prä-Möhlin (GHV)Während der markantenTiefenerosions nach der jüngstenDeckenschotter-Eiszeit wird das Talnetz um rund 150 mtiefer gelegt. Die Tieferschaltung dürfte zum Teil auf dieanhaltende Absenkung des Oberrhein-Grabenbruchs unddas parallel dazu anzunehmende tektonische Aufsteigendes Alpen- undVoralpenraumes zurückzuführen sein. Alswesentliche Ursache wird jedoch die Umlenkung des Al-penrheins von der Donau zur Oberrheinischen Tiefebeneangesehen (Keller 2009), was den Abfluss im Konfluenz-gebietAare-Rheinnahezuverdoppelthat.Derneuauchin-terglazial westwärts entwässernde Rhein benutzt aus demKlettgau kommend die Äpelöö-Rinne (Abb. 8) und verei-nigtsich2kmsüdlicheralsheutemitderAare.Anschlies-send fliessen sie gemeinsam durch das Felstal von StricknachWestenab.

Möhlin (GHV)NachderfluviatilenTieferlegungdesEntwässerungsnetzeskommt es zur grössten Vergletscherung. Der helvetischeGletscher überfliesst den östlichen Jura und den Klettgau.ErreichtmehrereKilometerüberdenRheinhinausbisaufdie Südabdachung des Schwarzwaldes. Die in den tiefenRinnen erhaltenen Moränenreste werden dieser Verglet-scherungzugeschrieben(Abb.9).

Habsburg (neu)Die nächstfolgende Vergletscherung bleibt in ihrer Aus-dehnung weit zurück. Der äusserste Eisrand des Reuss-gletschers liegt bei Habsburg, derjenige des Rhone-Aare-Gletschers westlich Olten.Von diesen Frontpositionen auswerden die mächtigen Hochterrassen in die bestehendenTalwegegeschüttet:obereHochterrasse(Abb.4bund9).

Eine Erosionsphase führt zur Tieferschaltung des Ent-wässerungssystems, verbunden mit Verschiebungen imFlussnetz: mittlere Hochterrasse. Die enge Rinne östlichReuenthalwirdwohlnurkurzfristigbenutzt.EsdürftesichinderAnlageumeineKarstwannehandeln.DasFlussnetzist während der Zeit der oberen Hochterrasse gegenüberheute markant verschoben. Die Aare verläuft über Rüfe-nach-Würenlingen-Endingen-Strick. Der Rhein fliesst ausdemKlettgauüberKoblenz-Äpelöö-Strick.InderPhasedermittleren Hochterrasse wendet sich die Aare im unterstenAbschnittnachNordenüberWaldshut(Abb.8).DerRheinnimmtbeiKoblenzungefährdenheutigenWeg.

Koblenz („Riss“)Diesmal erfolgt ein Gletschervorstoss des Aare-Reuss-Gletschers über die obere und die mittlere Hochterrasse


Abb. 7: Schematisches Profil Kiesgrube Bünten (oben) und Sammelprofil Möhlinerfeld. (Referenzen siehe Abb.).

Fig. 7: Schematic profile of the gravel pit “Bünten” (above) and a composite section of “Möhlinerfeld”. (References see Fig.).


Abb. 8: Quartärgeologische Planskizze Aare-Rhein-Konfluenz.

Fig. 8: Quaternary geological map of “Aare-Rhine-confluence”.

hinweg und reicht beiWaldshut-Koblenz über den RheinhinausnachNorden (Abb. 4c). ImheutigenRheintal rücktder Linth-Reuss-Gletscher bis über die unterste Wutachnach Lauchringen vor. Im Klettgau bildet sich ein ausge-dehnterEisstauseeauf+400mü.M.ErerhältSchmelzwas-servonNEhervondenFrontlagendesRheingletschersbeiBeringen und im Engewald. Es entsteht die glazilakustri-scheSerie(Graf1996,2002).

Birrfeld („Würm“)Im Interglazial „Eem“, das der Birrfeld-Eiszeit vorausgeht,schneiden sich Aare und Rhein in einer nördlichen Rinnebisauf+290mü.M.ein.AnschliessendimGlazialwirddasSystem der Niederterrassen geschüttet (Abb. 9). Die zuge-hörigen Gletscherfronten erreichen im Süden (Reussglet-scher)dasBirrfeld, imOsten(Rheingletscher)Schaffhausenund Rüdlingen. Das gesamte Gebiet unteres Aaretal undRheintalumKoblenzbleibteisfrei.

3.4 schlüsselregion schaffhausen-oberer Klettgau

Seit Penck&Brückner (1905)haben sichzahlreicheFor-scher mit dem Raum Schaffhausen-Klettgau auseinander-gesetzt und versucht, die von den Eiszeiten geprägte geo-logische Geschichte zu rekonstruieren (Abb. 10). Penck(1905) hat die markante Talverbauung am Eingang zum

KlettgaumitdenAltmoränenundderHochterrasse indieRisseiszeit gestellt. In Erkenntnis, dass noch ausserhalbdieses Gebiets Vergletscherungsspuren vorhanden sind,hat Erb (1934) versucht einen Zusammenhang mit demRaumMesskirchinOberschwabenherzustellen.Erkamzueiner Zweiteilung von Riss, wobei er die äussersten Zeu-genbeiSchleitheimundaufdemRandeneinerRiss-I-Ver-eisung zuschrieb und die Klettgau-Terrassen mit derVer-bauung der Engi bei Schaffhausen in ein Riss-II einfügte.Noch in hohem Alter beschäftigte sich Penck (1939) mitder „Klettgau-Pforte“, indem er sich ihrer ausserordentli-chen Bedeutung als kontrollierender Ausgang des gesam-ten Bodenseeraums bewusst war. Schreiner (1974) gingbei seinen Untersuchungen zum Jungquartär im HegauauchimRaumSchaffhausenvoneinerRisseiszeitaus.Spä-ter(1992:Abb.100)stufteerdieäusserstenZeugennördlichdesKlettgausindieMindeleiszeitein.

VorallemSchindler(1985),Hofmann(1981,1994,1996),Graf & Hofmann (2000) sowie Graf (2002) machten dieRegionSchaffhausen-obererKlettgauzumzentralenGegen-standihrerUntersuchungen.Esistbemerkenswert,dassbe-reitsSchindlerfürdenZeitraumnachdenTieferenDecken-schottern zumNachweisvondreiVereisungenkam, indemerdie„Riss“-Eiszeitinein„Riss1“undein„Riss2“aufteilte.FürGrafhingegen istMöhlinderältesteseinermittelpleis-tozänenEisvorstösse.SchonHofmannundinderFolgeGraf


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Abb. 10: Pleistozäne Rinnen bei Schaffhausen. Im Malmkalk der „Klettgau-Pforte“ (Penck 1939) sind sechs Durchbruchsrinnen nachzuweisen.

Fig. 10: Pleistocene channels near Schaffhausen. In the Malm limestone of the “Klettgau-Pforte” (Penck 1939) six transverse val-leys are proved.

konntendieSchotterimKlettgaunichtnurmittelsihrerHö-henlage, sondern auch über Geröllanalysen und Verwitte-rungshorizontedenverschiedenenGlazialenzuordnen.

interpretation

DieAutorenstimmenderquartärgeschichtlichenÜbersichtvon Schindler (1985) grossenteils zu, allerdings unterdemVorbehalt, dass die grössteVergletscherung währendMöhlin(GHV)undnichtwährendKoblenz(„Riss“)stattge-funden hat. Unsere Interpretation gemäss Profil Klettgau-Schaffhausen(Abb.11)generalisiertunteranderemdieBe-funde,dieGraf&Hofmann (2000)undGraf (2002)auf-grunddetaillierterUntersuchungenvorlegen.

Zur Interpretation der pleistozänen Prozesse ist dieSchlüsselregion Schaffhausen-Klettgau insofern von Be-deutung,alssichhieramDurchbruchdesRheinsdurchdieMalmkalk-Formation sechs Felsrinnen unterschiedlichenAltersnachweisenlassen(Abb.10).

Prä-Möhlin (Prä-GHV)Im Raum Schaffhausen-oberer Klettgau besteht ein relativflachwelliges Relief, das mit regionalen Zuflüssen west-wärts zur Aare entwässert. Nachdem sich der endgültige

AbflussdesAlpenrheinszurAaredurchgesetzthat,kommtes im Interglazial Prä-Möhlin zu umfassender Erosion imBodenseebecken(Keller2009).DieKlettgaurinnewirdbeiSchaffhausenbisaufeineTiefevon340mü.M.ausgeräumt(Abb.10und11).

Möhlin (GHV)NachdemPrä-Möhlin-InterglazialbautsichderhelvetischeGletscheralsriesigesEisstromnetzaufbiszueinerEndlageum700mü.M.aufdemsüdöstlichenRanden(Abb.10)undum600mü.M.überdemHallauerberg.DieserVergletsche-rungwirddieAusweitungdergrossenTälerunddieBildungvieler tiefer Rinnen und Becken im Nordschweizer Mittel-landzugeschrieben.

Habsburg (neu)Als Vorstossschotter werden die unteren KlettgauschotterbeimEngewaldbis490mü.M.(Abb.11und17)abgelagert.ImMaximumdürftederRheingletschernaheSchaffhausengelegenhaben. BeimEisabbauerodierendieSchmelzwässerdenhöherenTeilderRheinfallrinnesowiealsderenFortset-zungdieNeuhauserwald-RinneindenKlettgau.Dortwer-den die unteren Klettgau-Schotter bis auf einTalbodenni-veauum400mü.M.ausgeräumt.ImfolgendenInterglazial


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fliesstderRheinweiterhinaufdiesemWegüberdenKlett-gauzurAare.

Koblenz („Riss“)DieVorstossschotterverfüllenbeimEisaufbauzunächstdiehöhereRheinfallrinnesüdwärts,greifendannaberauchalsmittlereKlettgauschotterüberdieSchwellevonEngiindenKlettgau hinüber. Ein erster Vorstoss des Rheingletscherserreicht als so genannter Beringer-Vorstoss (Graf 2002)denRaumNeunkirch.EinzweiterbautimEngewald-Vors-tossdenmächtigenEndwallderEngischotterundMoränenbis550mü.M.auf (Abb.11),währendderLinthgletscherausdemGlatttalvorstossend inderNeuhauserwald-Rinneden Lusbüel-Komplex aufschüttet. Der Schmelzwasserab-flusserfolgtdiesmalbisaufeinSchwellenniveauum460mü.M.überdieEngi.DieserPeriodewirdauchdermittlere,mehr fluviatil geprägte Teil der „glazilakustrischen Serie“(Graf 1996, 2002) zugewiesen. Der zugehörige Stausee istbedingt durch die Aare-Linth-Gletscherzunge, die nördlichKoblenzimunterstenWutachtaldiedenSeestauendeBar-rierebildet.DamitisteinedirekteKorrelationzurKoblenz-Vergletscherung des Rheingletschers gegeben (Abb. 4c).Anschliessend bleibt der Klettgau bis zum Maximum derBirrfeld-EiszeitohneZuflussvomRheinher.

Im Spätglazial wird die Rheinfallrinne im Fels bis auf340mü.M. ausgeräumt (Abb. 11).DieserTiefwert ist be-dingt durch die Jurakalkschwelle rheinabwärts bei Kaiser-stuhlum320mü.M.ImKlettgaudeutenPaläobodenresteimLiegendenderNiederterrassedasEem-Interglazialan.

Birrfeld („Würm“)DieSchaffhauserRinnenschotter(Abb.11),diesichbiszumUntersee zurück verfolgen lassen (Schreiner 1974, 1983),enthalten in ihrem Dach Verwitterungsspuren und hu-mosen Hangschutt (Schindler 1985, Frank & Rey 1996),die auf interstadiale Verhältnisse hinweisen. Die Schotterwerden deshalb von Keller & Krayss (1998) dem Unter-see-Gletschervorstoss, der sich im Früh-Birrfeld (Früh-würm) abzeichnet, zugeschrieben. Die Datierung Dachsen(Preusser & Graf 2002) lässt aufgrund der FehlerbreitedieseDeutungzu.

Wie Schindler (1985) darlegt, wird der Raum Schaff-hausen noch vor dem Eintreffen desVorstossschotters voneinem durch den Thurtal-Sander oder -Gletscher aufge-stauten Schaffhausersee erfüllt (Abb. 11). Später kommtes zur regulären Abfolge von Schotter und GrundmoräneundimMaximumdieserEiszeitwiederzumÜberlaufvonSchmelzwasserüberdieEngi indenKlettgau,wodieNie-derterrassenschotter akkumuliertwerden.DieEngi funkti-oniert jedoch während dem Eisabbau wiederum als Sper-re.DerKlettgauwirdtrockengelegt,derRheinentwässertüberdieRheinfallrinnenachSüden.

ImRückschmelz-Stadial Stein amRhein/SingenverfehltderRheinimSchotterfeldzwischenNeuhausenundFlurlin-genseinealteRheinfallrinne,sodasssicheinneuerRheinlaufmitAbsturzüberdenMalmkalkinsRheinfallbeckenbildet(Abb.10).

3.5 schlüsselregion baden

Die grossenteils verschütteten alten Rinnen im Raum Ba-

den(Abb.12)warenbisindie1960erJahrekaumbekannt.ImmerhinerwähntSuter(1944)bereitsdieRinneunterderAltstadtBaden,zuderereineSohlenhöhevon330mü.M.angibt.ErstneuereBohrungenimBereichderStadtBadenundfürdenAutobahnbauN1(heuteA1)zwischen1962und1967 brachten zahlreiche Einsichten in die Untergrundver-hältnisse. Detaillierte Auswertungen in glazialgeologischerHinsichthatSchindler(1968,1977)publiziert.AufgrundderSedimentabfolgen und der Höhenlagen der aufgefundenenRinnen stellt er in einem„Versucheiner zusammenfassen-denDeutung“(1968)dieglazialenEreignissechronologischzusammen.DemnachflossdieLimmatzurZeitdertieferenDeckenschotter zuerst durch die Baregg-, später durch dieDättwil-Rinne,derLägerenausweichend,insReusstalab.InderfrühenRisseiszeitmiteinemLinthgletscher-VorstossbisgegenBadenblockiertderReussgletscherdieDättwil-Rinne,weshalb die Limmat bei Baden nach Norden durchbricht.ZeitgleicherwähntereinenhochliegendenSeeimLimmat-taloberhalbBaden.ErstdarnachwärederHauptvorstossderRisseiszeiterfolgt.InderfrühenWürmeiszeitkommteszurVerlagerungderLimmatindieAltstadt-Rinne.

In den Erläuterungen zur Geologischen Karte Baden1:25.000 geht Graf (2007) nicht auf die Rinnenbildung imRaumBadenein.HingegenkannausderTafelIIderErläu-terungen aufgrund der Felsisohypsen Lage und Tiefe derRinnenerkanntwerden.InderKarteselbstvermerktGraf(2006)HochterrassenrestebeiDättwilundEnnetbaden.Wet-tingenundBadenbreitensichaufNiederterrassenschotternaus.

interpretation

DieAutorengehengrossenteilsmitSchindler(1968,1977)einig, ausser dass die Dättwil-Rinnen nicht alte Limmat-wege sein können. Dafür sind sie zu eng und weisen einGefälle gegen das Limmattal auf. Es sind Schmelzwasser-rinnen des stets höher als der Linthgletscher stehendenReussgletschers.

Abb. 12: Pleistozäne Rinnen im Raum Baden.

Fig. 12: Pleistocene channels in the region of Baden.


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InderSchlüsselregionBaden stehennichtSedimentabfol-gen und die Deutung ihrer glazialchronologischen Ent-wicklung imVordergrund, sondernfluvialeErosions-undAkkumulationsprozesse, für die versucht wird, sie in dieEiszeiten-Abfolge einzuordnen. Im Raum Baden häufensichteilweiseerhalteneundverschüttete,einstigeEntwäs-serungswege.DasLimmattal trifftbeiBadenqueraufdieJurafaltederLägeren (Abb.12).DieentwässerndeLimmatwardeshalbgezwungenentwederseitlichumdieLägerenherum abzufliessen oder sie querend durch Einschneideneinen Weg zu finden. Talverschüttungen, respektive epi-genetische Flusslauf-Verlegungen ereignen sich fast aus-schliesslichimZusammenhangmitGletschereinwirkungen.Die folgenden Interpretationen sind unter diesenVoraus-setzungenzusehen.

Prä-Möhlin (Prä-GHV)Gemäss Graf (1993) zeigen die tieferen DeckenschotterderBaregg(Abb.12und13)eineSchüttungsrichtunggegenSüdwesten,wasdendurchdieLägeren-BarrierebedingtenAbfluss ins Reuss-Aaretal andeutet. Die auf die Decken-schotterzeit folgende Durchtalung greift in der Baregg-Rinne durch die Deckenschotter hindurch und weist aufdenLimmatabflussnachSüdwestenhin.

Möhlin (GHV)In dieser grössten Vergletscherung überfährt das Linth-Reuss-Eis die Baregg und die Lägerenkette, im Raum Ba-denmiteinerEismächtigkeitvonwenigstens200m.DabeiwirddieBaregg-Rinneverschüttet,währendbeiBadendievon Bruchstrukturen durchsetzte Lägeren bis wohl gegen400 m ü. M. hinunter erodiert wird (Abb. 13 Mitte), wasauch Schindler (1968) annimmt. Im Limmattal kommt esoberhalb Baden im Bereich der weniger resistenten Obe-ren Meeresmolasse zur Auskolkung des Limmattal-Be-ckens (Abb. 13 rechts). ImZugedesRückschmelzens legenSchmelzwässerdesReussgletschers,derhöherstehtalsderLinthgletscher, neben der verbauten Baregg-Rinne neu diewestlicheDättwil-Rinnean(Abb.12und13links),mitAb-flussnachNordosteninsLimmattal.DieLimmatselbstfin-detüberdieerniedrigteSchwellevonBadendenWegnachNordenundbeginntsicheinzuschneiden(Abb.13Mitte).

Habsburg (neu)DiesmalstösstderReussgletscherbiszurEndlageHabsburgvor, wo sich Schotter und Moräne verzahnen (Schindler1985, Graf 2002).Von hier aus wird Aaretal-abwärts dieobereHochterrassegeschüttetmiteinemNiveaubeimAn-satzumetwa440mü.M.Etwaswenigerweitvorrückenderreicht die Limmatzunge des Linthgletschers Baden miteinerFronthöhevonebenfallsum440mü.M.DerSchmelz-wasserstrom, die Limmat, fliesst durch eine nicht genauerlokalisierbareRinneinderLägeren-EinsattelungbeiBadendirektnachNorden(Abb.13Mitte),umdanngegenWestenzur Aare abzuschwenken. Als seitlicher Schmelzwasserab-flussdesReussgletscherswirddiewestlicheDättwil-Rinnebenutzt.

Ab dem Hochglazial setzt die Aufschotterung der Obe-ren Hochterrasse ein, die an ihrerWurzel bei Baden auf-grund von Relikten südlich und nördlich Ennetbaden so-

wie im untersten Limmattal ein Niveau um 430 m ü. M.erreicht (Abb. 13Mitte).DiewestlicheDättwil-RinnewirdvomReussgletscherher zugeschüttet (Abb. 13 links).BeimZurückschmelzen des Linthgletschers bildet sich im Lim-mattal im Spät- und Postglazial ein hoch spiegelnder Seeaufetwa430mü.M.(Abb.12und13rechts).

Koblenz („Riss“)Im vorausgehenden Interglazial und während dem erneu-tenVorrückendesLinthgletscherswirdbeiBadendieObe-re Hochterrasse grossenteils abgetragen und epigenetischdieBelvédère-Rinneauf+370mü.M. schluchtartigeinge-schnitten(Abb.12und13Mitte). ImHochglazialüberwin-detderGletscher einerseits dieLägeren-Schwelleund tieftsie über dem Kerngebiet von Baden durch Exaration wei-terein.AnderseitsaberverfüllterdieBelvédère-Rinnemitlehmig-kiesigem und blockigem Material.Vermutlich wirdbeim Rückschmelzen eine untere Hochterrasse geschüttet,dieaberalssolchenichterhaltenist.

Birrfeld („Würm“)IndiesemGlazialerreichtderLinthgletscherBadennicht,erendet talaufwärtsbeiKillwangenundoberhalbWettingen.Schmelzwässer(dieLimmat)erodierendieeventuellvorhan-deneuntereHochterrasseundlegenneudieAltstadt-RinnemitBasisauf+330mü.M.an(Abb. 13Mitte).ImGefolgewerdendieSedimente imLimmattalsee, diedasGewässerseit dem Interglazial Habsburg/Koblenz (Meikirch) aufge-füllthaben,aufdiesesNiveauabgetragen,wassichausBoh-rungenableitenlässt:„alteSeesedimente“(Schindler1968).Schmelzwässer des Reussgletschers erodieren im Birrfeld-MaximalstanddieöstlicheDättwil-Rinne,dieinsLimmattalbeiBadenhinunterführt(Abb.12und13links).

AbdemHochglazialwirdüberdenSeesedimentenundimDurchlassvonBadendieNiederterrasseakkumuliert,dieinBadenselbstundimRaumWettingenerhaltenist(Abb.13 Mitteundrechts).ImPostglazialsetztdieTiefenerosionderLimmatinderNiederterrasseein,wobeiderFlussdieheu-tigeEnnetbaden-RinneeintieftunddabeiinseinerSchleifeganzimOstenindenJura-Felsuntergrund(OpalinustonundGipskeuper)gerät(Abb.13Mitte).

3.6 schlüsselregion Linthbecken

Beim Bau der Ricken-Eisenbahnlinie entstanden zwischenKaltbrunn und Uznach Aufschlüsse, die Brockmann-Jerosch(1910)insbesondereaufdiezahlreichenpflanzlichenMakroresteuntersuchte.EineersteumfassendeBearbeitungder Quartärbildungen des Linthbeckens geht auf Jeannet(1923)zurück,angeregtdurchdievielerortsvorkommendenSchieferkohlen.Während Brockmann-Jerosch alle FundeunddamitauchdieSedimenteindenZeitraumderletztenEiszeitundindievorangehendeInterglazialzeitstellte,kamJeannet zu einer viel komplexeren Chronologie. Bemer-kenswertistvorallem,dasserbereitsvierEiszeitenabderBeckenbildung postulierte, nämlich Mindel, Riss-1, Riss-2undWürm.

WeitereUntersuchungenverbundenmitersten14C-Datie-rungen unternahm Kläy (1969), wobei zweifelhafteWerteresultierten.RundeinDutzendBohrungenimRaumBuech-


berg sowie Kaltbrunn-Uznach werteteWelten (1988) pol-lenanalytsichaus.Er fandgesamthaftnurgeradevierPte-rocarya-Pollen, wovon zwei eindeutig umgelagert waren.TrotzdemschlosseraufHolstein1mitPterocarya,womitre-lativhochgelegeneSeesedimenteeinhohesAltererhielten.

In seiner umfangreichen Arbeit über das Quartär desLinthgebietesgingSchindler(2004)sehrdetailliertundmi-nutiösaufdiemächtigenSedimenteamBuechbergeinerseitssowie bei Kaltbrunn-Uznach anderseits ein. Nebst einigengrossen Kiesgruben-Aufschlüssen stand ihm eine bedeu-tende Anzahl Bohrungen zurVerfügung. In seiner zusam-menfassenden Gesamtschau stellt er zur AltersgliederungzweiVarianten vor, die sich nur im oberen Bereich „Riss“bis„Würm“unterscheiden. Interessantdabei ist,dasser inbeidenVariantenim„Riss“zweiGlaziale„Riss1“und„Riss2“auseinanderhält.

interpretation

Aus den zur Verfügung stehenden Unterlagen betreffendAufbau der Sedimentkörper wurde versucht die Sedimen-tabfolge am Buechberg mit derjenigen von Kaltbrunn-Uz-nachineinemSammelprofil(Abb.14)zukombinieren.Diesistmöglich,weil inbeidenGebietennahezubis insDetailgleichartige Schichtkörper in entsprechender Abfolge vor-kommen.Insbesonderesinddiemächtigen„Seebodenlehme“in gleicher Höhenlage massgebend. ImWesentlichen kom-mendieAutorenbezüglichderEiszeiten-ChronologiezudergleichenAuffassung,dieSchindlerinseinerVariante1ver-tritt.DieimfolgendenverwendetenBezeichnungenfürdieSediment-EinheitensindSchindler(2004)entnommen.

Prä-Möhlin (Prä-GHV)Die das nordschweizerische Entwässerungsnetz umgestal-tende tiefe fluviatile Durchtalung greift, wie überall, auchimLimmat-LinthgebietbisanundindieAlpenzurück.DieLinth erhält dadurch, ausgehend von der KonfluenzregionvonRhein,Aare,ReussundLimmat,imRaumdesLinthbe-ckenseinumwohl100mabgesenktesTalniveau.

Möhlin (GHV)IndiesergrösstenundausgedehntestenallerVergletscherun-genvermagderLinthgletschervordemAlpenrandbeieinergeschätztenMächtigkeitvongegen1000mEisbedeckungdasin der Molasse gelegene Linthbecken grossräumig auszu-schürfen.So liegtderFelsbodennaheamBuechberg (Erd-ölbohrungTuggen1925–28)aufKote171,5mü.M.Erdürf-tedeshalbinBeckenmitteauf100mü.M.odernochtieferanstehen.BeimRückschmelzendesLinthgletscherswirddie„untersteMoräne“,diebeiKaltbrunnmehrfachnachgewie-senist,abgelagert.AmBuechbergistdie„untersteMoräne“offenbardurchspätereGletschererodiertworden.

ImanschliessendenInterglazialMö/Hb(„Holstein“)ent-stehteinSee,indendiewarmzeitlichen„DeltaschottervonGünterstall“(Abb.14)beiKaltbrunnvonSeitenbächenein-geschüttetwerden,wasdurchpflanzlicheMakrorestebelegtist(Brockmann-Jerosch1910).

Habsburg (neu)WiediewestlichKaltbrunnbis50mmächtige„untereMo-räne“ imHangendenderDeltaschotterandeutet,stösstder

LinthgletscherimHabsburg-Glazialweitvor,wobeidasDel-tagekapptwird.NachdemdieseMoräne,durchBohrungenbelegt,nachuntenbis300mü.M.verfolgbarist,mussdasLinthbeckenbisingrosseTiefenausgeschürftwordensein.

Beim Abschmelzen der Eismassen bildet sich im eis-frei werdenden Linthbecken erneut ein ausgedehnter See.Die fein geschichteten, grauen „Seebodenlehme“ reichenbis mehr als 100 m unter die heutige Linthebene hinun-ter, respektive bis auf +470 m ü. M. hinauf (Abb. 14). Dasie zudem vom Buechberg über Kaltbrunn bis zum mitt-lerenWalensee vorkommen, kann die grosse Ausdehnungund Tiefe dieses Gewässers abgeschätzt werden. Über-guss-Schichten, die das Seeniveau ausweisen, lassen sichamBuechbergweithin feststellen.Es tretenkeineEisberg-Sedimente auf, hingegen weisen die höheren Schichtenbereits Pflanzenhäcksel und Pollen von Nadelhölzern undErleauf(Welten1988).DieserSeeistdemzufolgeinsSpät-bis Postglazial der Habsburg-Vergletscherung einzustufen,wobei erdenÜbergang zum folgenden InterglazialHb/Ko(„Meikirch“)markiert.

Konkordant folgt im Hangenden der „Schichtstoss mitSchieferkohle“, dessen Pollensequenzen überwiegend Na-delwald anzeigen (Welten 1988), das heisst ein kühl-ge-mässigtesInterglazial.

Koblenz („Riss“)Die „Bachtellen-Schotter“, die nach oben gröber werdenund eisrandnahe Merkmale aufweisen, werden als Vors-tossschotter der nächstenVergletscherung aufgefasst. Demvorrückenden Gletscher ist in der Folge die „verschürfteSerie“anzulasten,indemerausdenliegendenSchichtkom-plexen Sedimentpakete aufgreift. Anschliessend überfährter das gesamte Linthgebiet und lagert eine Grundmoräneab,dieallerdingsnichtdurchgehenderhaltenist(Abb.14).

Die darüber folgende Erosionsdiskordanz, die als mar-kante Fuge auftritt, dürfte auf fehlende Ablagerungen desanschliessendenInterglazialsKo/Bf(„Eem“)hinweisen.

Birrfeld („Würm“)Über der erwähnten Erosionsdiskordanz folgen in Formder „Gublen-“ und „Oberluft-Schotter“ wieder nach obengröber werdende, eisrandnahe Vorstossschotter (Abb. 14).Sie sind ihrerseits durch eine Erosionsdiskordanz gekappt,wasmöglicherweiseihreEinstufungineinenfrühglazialenGletschervorstoss der Birrfeld-Eiszeit zuliesse (Keller &Krayss1998).

Fast durchwegs sind die Flanken und Inselberge desLinthbeckensvonhochglazialerGrundmoränebedeckt,dieüberalldieobersteSedimenteinheitdarstelltunddiedem-zufolge dem jüngsten Birrfeld-Glazial entspricht. GegenWesten absteigende Wallmoränenrücken und Schmelz-wasserrinnen lassensichdenAbschmelzphasender letztenEiszeitzuordnen(Keller&Krayss2005).

3.7 schlüsselregion menzingen-mittleres sihltal

Schonseitlängeremwarbekannt,dassimGebietzwischenSihlundLorzemächtigeSedimenteliegen,indiemanabernur inden tiefenFlusstälern sowie in etlichenKiesgrubenEinblickhatte.Frei(1912)erkannte,dassdieMoränenunddieteilsverkittetenSchotterimSihltalundLorzetobeletwas


Abb. 14: Quartärgeologisches Sammelprofil Linthbecken. (Referenzen siehe Abb.).

Fig. 14: Quaternary geological composite section „Linthbecken“. (References see Fig.).

AltesseinmusstenundstelltesieindiegrössteVergletsche-rung, die er nach den Deckenschottern annahm. In seinerGeologiedesSihltaleskamSuter(1956)zumSchluss,dassdieSihlzwischenFinsterseeundSihlsprungältereSedimen-tequerdurchschneidet.DieVermutung,dasseinealteRinne

vonRichterswilüberMenzingenzumnördlichenZugerseevorliege,konnteGassmann(1962)durchSchwereanomalie-Messungenbestätigen.Aufdie jüngeren,oberflächennahenSedimenteundReliefformender letztenEiszeit gingMül-ler(1978)ein.DenmehrfachenWechselderAblagerungen


versuchte Hantke (1980) mit Oszillationen der EisrändervonLinth-undReussgletscherwährendder letztenEiszeit(Würm)zuerklären.

Klarheit über Umfang und Inhalt der quartären Sedi-mente zwischen Sihl und Lorze brachten über 30 Bohrun-gen im Zusammenhang mit Grundwasseruntersuchungen(Wyssling, G. 2002). Demnach zieht ein tiefes Felstal miteinerSohleum300mü.M.vonRichterswilamZürichseenach Westen bis Zug, wo es nach Nordwesten ins Reus-stal abbiegt. Die Verfüllung ist komplex aufgebaut undwurde vonWyssling im Detail stratigraphisch untersucht.Aufgrund von Boden- und Verwitterungshorizonten so-wie Wechsel von Moränen, Kiesen und Seesedimentenzeigte es sich, dass mehrere Vergletscherungen vorliegen.Er unterschied nach dem stratigraphischen Konzept vonSchlüchter (1993) grösste Vergletscherung, grosse Ver-gletscherung, vorletzteVergletscherung und letzteVerglet-scherung(Wyssling,G.2002:Fig.1).

interpretation

Den durch die Bohrungen gut dokumentierten Untersu-chungen und Erkenntnissen vonWyssling,G. (2002) kön-nen die Autoren zum grossenTeil beipflichten. Basierendauf seinen quartärgeologischen Profilen wurde ein Sam-melprofil zusammengestellt, das sich auf die tiefste Boh-rungimZentrumderaltenRinneabstütztunddasProfilderwichtigenKiesgrubeChrüzhügelmiteinbezieht(Abb.15).

Prä-Möhlin (Prä-GHV)Die Linth fliesst im Gefolge der tiefen Durchtalung derNordschweiz nach der Deckenschotterzeit (Keller 2009)von Rapperswil über den Raum Menzingen ins Reusstal.Das Zürichseebecken existiert vermutlich noch nicht undeineMolasseschwelleüberdemmittlerenheutigenZürich-see, ähnlich derjenigen von Hombrechtikon, zwingt dieLinth zwischen Höhronen und Albis nachWesten zu ent-wässern. Diese Schwelle ist durch die Molasse-AntiklinalezwischenMännedorfundHorgenvorgegeben.

Möhlin (GHV)DemGewässernetz folgend stösst der Linthgletscher wäh-rend der grösstenVergletscherung vor allem nachWestenvor,überschreitetaberauchdieSchwellenvonHombrech-tikoninsGlatttalundvonMännedorf-HorgeninsLimmat-tal.Die Schwellenwerden zwar erniedrigt, derHauptglet-scher aber erodiert die Sihl-Lorze-Rinne auf gegen 300 mü.M. indieTiefe.DadieFelsbarrierevonMöhlinmitderEndlage des helvetischenGletschers eine Höhe von 260 mü.M.aufweist,kanndieSihl-Lorze-Rinne,die80kmfluss-aufwärts (Rhein-Aare-Reuss-Linth) liegt, nicht fluviatilentstanden sein. Dies gilt insbesondere, wenn noch eineseither erfolgte tektonische Hebung berücksichtigt wird.SieistnurmitTiefenerosiondurchSchmelzwasseraufdemGrund des Gletschers, das unter hohem hydrostatischemDruck steht, zu erklären. Gemäss Rekonstruktion beträgtdieEismächtigkeitimSihl-Lorze-Gebietmindestens800m.In der Rückschmelzphase dieser Vergletscherung werdenin der tiefen Rinne glaziale Seesedimente und vor allemGrundmoräneabgelagert(Abb.15,Profil1).

Das darauf folgende Interglazial Mö/Hb („Holstein“) ist

nichtdokumentiert,könnteaberimBereichderspäterglazi-aldeformiertenSandezusuchensein.

Habsburg (neu)Über den glazial deformierten Sanden folgen mächti-ge Grundmoränen, die durch sandige Zwischenschichtenunterteilt sind. Sie sind wohl Oszillationen des Linthglet-schers, der durch den Reussgletscher am Vorrücken be-hindertwird, zuzuschreiben.Die abrupt änderndeZusam-mensetzung im Gesteinsinhalt dieser mächtigen Moränen(Wyssling,G.2002) ist einHinweisaufden indieserEis-zeitstarkenGesteinsabtragimAlpenraum,derauchindenumfangreichen Aufschüttungen der Hochterrassen zumAusdruckkommt.MitdemAbschmelzenbildetsichinderSihl-Lorze-Rinne ein zuerst auf 570 m ü. M. spiegelnderproglazialer See (Abb. 15, Profil 1). Als Stauer wirken derLinth- und der Reussgletscher in einem Rückschmelz-Sta-dial.DashochliegendeGewässerfügtsichzwanglosindasgenerell hoch liegende Entwässerungsnetz der Hochterras-semitseinenVorlandseenein.

Derhöhereund jüngere,überDeltaschotternauf589mü. M. gelegene See bezeugt mit warmzeitlichen Pflanzen-resten und Schieferkohlen das anschliessende Interglazial.Wyssling, G. (2002) möchte darin „Holstein (mit Pteroca-rya)“ sehen. Demgegenüber kommt für Sidler (1988) auf-grunddesPolleninhaltes–wärmeliebendeFlorenelemente,aber keine Pterocarya – am ehesten „Eem“ in Frage. FürdieAutoren istdaher „Holstein“ auszuschliessen,währendnichtsgegen„Meikirch“(IGHb/Ko)spricht.

Koblenz („Riss“)Der aus dem Linthbecken vorrückende Linthgletschermuss am östlichen Eingang der bereits hoch verfülltenSihl-Lorze-Rinne die Höhenkote 600 m erreichen, bis ersich hier stauend auswirkt. Daher überfährt er die tieferliegende Schwelle von Hombrechtikon und ebenso dieje-nige von Männedorf-Horgen mit grosser Eismächtigkeit,sodass jetzt die Exaration und die Ausräumung des mitt-leren Zürichseebeckens einsetzt. In der Sihl-Lorze-Rinnewerdendie „Sihl-Schotter“undnordwestlichZugdie „Bli-ckensdorfer-Schotter“ als Vorstossschotter akkumuliert.Ihre stratigraphische Lage über mächtigen Seesedimenten,ihr unvermitteltes Einsetzen und ihr besonderer Habitussindauffallendvergleichbarmitden„Aathal-Schottern“imGlatttal und den „Bachtellen-Schottern“ im Linthbecken.DiehangendeGrundmoräne istZeichenderhochglazialenEisüberfahrung. Während dem Abschmelzen werden ge-bietsweisefluvio-glazialeSchotterabgelagert.

Ein in etlichen Bohrungen nachgewiesener, teils meh-rere Meter mächtigerVerwitterungshorizont und Paläobo-den findet sich auch in der sedimentstratigraphisch wich-tigenKiesgrubeChrüzhügel(Abb.15,Profil2).ErwirdvonWyssling,G.(2002)als„Meikirch“betrachtet,vondenAu-torenaber als „Eem“ (IGKo/Bf) eingestuft.Dies aufgrundder tiefen Verwitterung, der weiten Verbreitung und derDatierungen von Schieferkohlen in den hangenden Abla-gerungen.

Birrfeld („Würm“)Überdieprä-hochglazialePeriodederletztenEiszeitgebenvorallemdiedifferenziertenSchichtabfolgeninderKiesgru-


Abb. 15: Quartärgeologisches Sammelprofil im Raum Menzingen-Sihltal. (Referenzen siehe Abb.). – Abb. 15/1: Bohrung Neuzuben KB 109 im Bereich der tiefen Felsrinne.

Fig. 15: Quaternary geological composite section “Menzingen-Sihltal” (References see Fig.). – Fig. 15/1: Drill core “Neuzuben KB 109” in the area of the deep rock channel.


Abb. 15: Quartärgeologisches Sammelprofil im Raum Menzingen-Sihltal. (Referenzen siehe Abb.). – Abb. 15/2: Kiesgrube Chrüzhügel südlich Sihl-brugg.

Fig. 15: Quaternary geological composite section “Menzingen-Sihltal” (Ref-erences see Fig.). – Fig 15/2: Gravel pit “Chrüzhügel” south of Sihlbrugg.

beChrüzhügelAuskunft(Abb.15,Profil2).DieSandemiteingelagertenSchieferkohlepaketen,aberbeifehlendenBo-denbildungen,widerspiegelnkaumeinInterglazial(gemässWyssling, G. „Eem“), sondern ein kürzeres Ereignis. Die14C-Datierungmit„deutlichälterals56.000Jahre“dürfteeinfrühes Interstadial („Frühwürm“) repräsentieren. Nach derDeutungvonWyssling,G.müsstendanndieliegenden,ge-ringmächtigen,kaltzeitlichenSeesedimentein+600mü.M.dasgesamtevorletzteGlazial„Koblenz“umfassen.Insbeson-derewürdeauchdiezuerwartendeGrundmoränefehlen.

Ähnlichesgiltfür„organischesMaterialundSchieferkoh-le“ in den Überschwemmungssedimenten über dem Delta,indemdieDatierungmit„jüngerals58.000Jahre“dasMit-tel-Birrfeld-Interstadial („Mittelwürm“)ausweist,wasauchWyssling, G. feststellt. Das Birrfeld-Hochglazial ist durchweitverbreiteteGrundmoränenundHorizontevonrandgla-zialenSchotternbelegt.ZahlreicheRinnensystemeumMen-zingenlassendasetappenweiseAbschmelzenimSpäthoch-glazialerkennen(Keller&Krayss2005:Abb.5).

3.8 schlüsselregion Glatttal

Unter Glatttal wird diejenige Talung verstanden, die sichüber40kmvonderMolasse-SchwellevonHombrechtikon(nördlich Rapperswil) über Kloten und Bülach bis an denRheinhinzieht.WestlichistsiedurchdenPfannenstielunddie Lägeren begrenzt, östlich durch das Hörnli-Bergland

und seine nordwestlichen Ausläufer. Im gesamten Glatttalkommen oberflächlich ausser einigen Molassekuppen na-hezu nur letzteiszeitliche und jüngere Bildungen vor. EinewichtigeAusnahmesinddie teils starkverkittetenAathal-Schotter östlich Uster und sporadisch weiter nordwärts.Weber (1901) hat diese erstmals untersucht, die Bezeich-nung eingeführt und sie der „Riss“-Eiszeit zugeordnet.Jung (1969)hat dieMorphogenesederRegionGreifensee-Pfäffikersee seit der letzten Eiszeit aufgrund der Relieffor-menundderoberflächennahenSedimentebearbeitet.

AnmehrerenLokalitätenvorkommendeSchieferkohlen-flöze (Dürnten,GossauZHusw.)gabenschon frühAnlasszurErkenntniseinerälterenEiszeit,überlagertvonWarm-phasen mit Schieferkohle und überfahren durch die Glet-scherder letztenEiszeit (Heer1865). Jüngerepollenanaly-tische Untersuchungen und 14C-Datierungen bestätigten indenGrundzügendiesesBild(Welten1982,Schlüchteretal.1987).DieeisrandnahenSchüttungenimLiegendenderSchieferkohlenvonGossauzeigenineinemModellinKel-ler & Krayss (1998: Abb. 4), dass einVorstoss des Linth-gletschers im „Frühwürm“ die Schwelle von Hombrechti-konerreichte,dieseabernichtüberschritt.

Erst die zahlreichen Bohrungen in der 2. Hälfte des20. Jahrhunderts brachten Aufschluss über die quartärenBeckenfüllungen. Das Glatttal erweist sich als typischesübertieftesVorlandbecken mit Felskoten zwischen 200 und300 m ü. M. im östlichen Hauptast und um 350 m ü. M.


im westlichen Nebenast. Bemerkenswert ist, dass vorwie-gend über dem Hauptast zwischen Greifen- und Pfäffi-kersee eine Zone mit bedeutenden Hügelkuppen verläuft.Hier sind ältere, das Becken füllende Sedimente erhaltengeblieben(Haldimann1978,Wyssling,L.&Wyssling,G.1978, Kempf 1986,Wyssling, G. 2008). Die BeckenbildungdesHauptastessiehtHaldimann(1978)aufgrundderkom-plexenSedimentabfolge inder „Riss“-Eiszeit, diejenigedesGreifenseebeckens im „Würm“. Hingegen stelltWyssling,G. (2008)das tiefereundgrössereBeckenvonUster indieZeitdesvonSchlüchter(1993)postuliertenmorphogene-tisch-tektonischen Ereignisses im Alpenvorland, das heisstindenZeitraumnachderAblagerungderDeckenschotter.Die fossilreichen, warmzeitlichen Seesedimente im Grei-fenseebecken, untermauert durch Pollenanalyse (Welten1982), werden als Eem-zeitlich angesprochen. Das Beckenselbst muss deshalb nach Wyssling, G. (2008) älter seinundwirdalsZungenbeckendervorletztenEiszeitbetrach-tet. Ein Moränenvorkommen im Liegenden der Aathal-Schotter südlich Kloten nimmt Graf (2002) zum Anlass,eine eigenständige Vergletscherung zu postulieren, die eralsHagenholz-Vorstossanspricht.

interpretation

Möhlin (GHV)DieEisströmedergrösstenVergletscherungimNordalpen-Vorland der Schweiz schürfen entlang der fluviatil einero-dierten grossen Flusstäler tiefe Becken aus, so vermutlichauchdasöstlicheHauptbeckenimGlatttalmiteinerLängevonmehrals30km.

Habsburg (neu)Im Glatttal stösst der Linthgletscher bis nördlich Bülachvor.DieEisfrontistdurchdieWurzelnderHochterrassege-geben, deren Schüttung hier gemäss den Relikten einsetzt.Alpenwärts fehlen im Glatttal generell Hochterrassenreste(Abb.4b).DasGlatttalbeckenwirddurchdievorrückendenEismassenvertieft.BasaleGrundmoränenreste zeugenvondiesem Gletscher, wobei auch einige RückschmelzschotterzumAbsatzkommen(Abb.16).

Später entsteht vor der zurückschmelzenden Eisfrontein das ganze Glatttal erfüllender Zungenbeckensee mithochliegendemSpiegelauf440mü.M.imNordenundum500mimSüdensowiemitTiefenbis200m.DieserSeeistdurch die mächtigen, kaltzeitlichen Seesedimente belegt,diesichimgesamtenHauptbeckennachweisen lassen.Dasauffallend hohe Niveau dieses Sees ist bedingt durch denebenso hoch liegenden Ansatz der Hochterrassenschotter,derenTopdieAbflusshöhe steuert (Abb. 4b).Eine tektoni-scheAnhebung imSüden,dieden scheinbar südwärts an-steigenden Seespiegel verursacht hätte, ist zusätzlich nochinBetrachtzuziehen.

Koblenz („Riss“)Der Beginn des nächsten glazialen Zyklus ist nicht direktdurchinterglazialeBildungenbelegt.Hingegenkommeninden basalen Schichten der Aathal-Schotter aufgegriffenePflanzenhäckselundSchneckenschalenvoralsHinweisaufdasInterglazialHb/Ko(„Meikirch“).

DieAathal-SchotterwerdenvordervorrückendenFront

desLinthgletschers,derwiederumdieSchwellevonHom-brechtikon überwunden hat, alsVorstossschotter zwischenGossau ZH und Kloten abgelagert. Sie sind horizontwei-segutverkittetundenthaltenindenoberenSerienbereitsmoränenartige Einlagerungen. Im Hochglazial überfährtder Gletscher die Aathal-Schotter und lagert auf ihnenMoräne ab. Auf der westlichen Seite des Glatttals jedochkommteszurvölligenAusräumungundzurExarationdesNebenbeckens unter dem Greifensee, welches zum TeilnochmitMoräneausgekleistertwird(Abb.16).

Im Hügelgebiet südlich Kloten (Hagenholz-Hard) istzwischen den alten Seesedimenten und den Aathal-Schot-tern ein Moränenpaket (Haldimann 1978, Longo 1978,Kempf 1986) eingeschoben. Es markiert einen Eisvorstoss,der noch vor oder zusammen mit der Schüttung der Aat-hal-Schotter erfolgt ist. Anzeichen für eine durch Warm-zeiten abgetrennte, eigenständige Vergletscherung (Graf2002)sindhierjedochnichtzuerkennen.

Birrfeld („Würm“)Während dem auf Koblenz folgenden Interglazial Ko/Bf(„Eem“) wird das eisfrei gewordene Greifenseebecken voneinem Ur-Greifensee mit Spiegelhöhe um 450 m ü. M. er-füllt. Basale, fossilreiche Seesedimente und Pollen belegendas Eem. Ein mit 46.900 J. v. h. datierter Holzfund in denoberenSeesedimenten(Wyssling,L.&Wyssling,G.1978)ist ins mittlere Birrfeld-Glazial („Mittelwürm“) zu stellen(Abb.16).ZusammenmitdenliegendenDeltaschotternvonGossauZHbelegensieEisfreiheitimGlatttalimFrühglazial(Keller&Krayss1998:Abb.4).

ImHochglazialüberfuhrderLinthgletscherdasgesamteGlatttalundhinterliessüberdenAathal-Schotternundderälteren Moräne sowie über den Greifensee-Seesedimen-ten eine ausgedehnte Moränendecke (Abb. 16). Markanteaufsitzende Wallmoränenzüge zeigen das etappenweiseZurückschmelzen des Linthgletschers im Späthochglazial(Keller&Krayss2005;Wyssling,G.2008).

3.9 Zusammenfassung schlüsselregionen

Die Befunde aus den sieben Schlüsselregionen zeigen,dass sich sowohl unter den Aspekten der Morphologieals auch der Sedimentologie eine plausible Gliederung invier Grossvergletscherungen gemäss dem Modell der vierGrossglazialedurchführenlässt.DieganzeAbfolgebeginntam Ende der „Grossen Ausräumungsphase“ im Bodensee-raum, die sich dem „Komplex der Tieferen Deckenschot-ter“anschliesst.Esistsomitdavonauszugehen,dassinderNordschweizdiemittel-undspätpleistozäneEiszeitenfolgegegenüberdemPenck’schenSchemaumdieGlazialeMöh-linundHabsburgzuerweiternist.

MitdreiDarstellungenwerdenimFolgendendieResul-tatederdetailliertenUntersuchungen in3.2bis3.8zusam-mengefasstundkommentiert.

Ein generalisiertes Profil vom Linthbecken über dasGlatttal ins Hochrheintal (Abb. 17, Profilspur in Abb. 5)zeigt die Auswirkungen der glazialen Prozesse am Alpen-rand,imzentralenMittellandsowieimBereichdergrossenSammelrinnen vom Bodensee zur Aare. Zwei Haupttypeneiszeitlicher Relikte treten in Erscheinung: Einerseits Sedi-mentstapel in tiefen Becken als Archive glazialer Ablage-


Abb. 16: Quartärgeologisches Sammelprofil Glatttal Raum Uster. (Referenzen siehe Abb.).

Fig. 16: Quaternary geological composite section „Glatttal region of Uster“. (References see Fig.).


rungsverhältnisse, anderseitsTalrinnen und Schottersträn-ge als Zeugen eisrandlicher und proglazialer Morphoge-nese. Einfallende Eisoberflächen markieren die Frontlagender vier Grossvergletscherungen. In den BeckensequenzenweisenSignaturenfürHolstein,MeikirchundEemaufdietrennendenWarmzeitenhin.ZurEntwicklung des Reliefswährendden letztenGross-vergletscherungen gibt eine West-Ost-Projektion im Ab-schnittdesHochrheinszwischenSchaffhausenundMöhlin(Abb.18)einenÜberblick.Eine tiefeFelsrinne (BasisHTo)markiertdenAbschlussderErosionsprozesse,die seitdemEnde der Deckenschotterzeit, der Umlenkung des Alpen-rheins und noch während der Möhlin-Eiszeit dominierthatten. Über dieser Basis bauten sich die Habsburg-Schot-ter mit einer Mächtigkeit von 70–140 m bis zur ToplageHTo der Hochterrasse auf. Unsicher ist die Höhenlage derSchotterbasis der anschliessenden Koblenz-Vergletsche-rung (Basis HTu). Sie verläuft in den nicht ausgeräumtenHabsburg-Schottern40–50müberderenBasis(BasisHTo).Besser nachzuweisen ist jedoch die Abflusslinie des Kob-lenz-Maximalstandes HTu vom Sander bei SchaffhausenbisnachMöhlin.Währenddesnachfolgenden Interglazialswird die Felssohle, zumTeil in neuen Rinnen, noch etwastiefer eingeschnitten (Basis NT). Sie bildet die Basis derNiederterrassenschotter, deren maximale Abflusslinie vomRafzerfeldausgeht.

DieAbb.19zeigteineSynopsis zur Morphogenese und Sedimentation: Horizontal geordnet nach Schlüsselregio-nen, vertikal nach der Abfolge der vier Grossvergletsche-rungen. Dargestellt sind die glazialen Prozesse in der je-weiligen Schlüsselregion. Die vertikalen Pfeile beziehensichaufAkkumulationoderErosionderSedimenteinRin-nen und Becken. Schotter sind gelb eingefärbt, Moränengrün, Seeablagerungen blau. Rot verweist auf die Felssoh-len am Anfang oder Ende des betreffenden Glazials. FürDetails wird auf die Profile in den Abschnitten 3.2 bis 3.8verwiesen.

FürdasMöhlin-GlazialsinddiesedimentologischenRe-likteeherspärlichvertreten.AuchüberdieHöhenlagenderFelssohlen in den Rinnen und Becken ist wenig bekannt.Demgemäss sindAussagenüberdenAnteil derfluviatilenoder glazialen Ausräumung der Nordschweiz und des Bo-denseebeckens seit der Deckenschotterzeit zum Teil nochspekulativ.Ausder SichtderAutoren ist jedochdie erosi-veAuswirkungdesvonderDonauzurAareumgelenktenAlpenrheinsvonmassgebenderBedeutung(Keller2009).

ZweiHauptelemente stehen sich inderZeiledesHabs-burg-Glazials gegenüber: 1. die akkumulativen ProzesseindenTälernderAareunddesRheins,diezurmarkantenAufschotterungbisaufdasNiveauderoberenHochterrasseHToführen(vergl.Abb.4b).2.dieindentiefen,gletscherin-ternenBeckenweiterschreitendeglazialeAusschürfung,be-legt durch voluminöse Depots vonGrundmoräne an derenBasis, sowiedieÜberlagerungdurchmächtigeSeesedimen-te.AndieserZweiheitzeigtsichklardiemorphogenetischeWirkung einerVorlandvergletscherung. Für das Spätglazialistesbedeutungsvoll,dassdiehochreichendenSanderundEndmoränenamAussenrandderBeckenausgedehnteSeenaufstauten. IndenSchlüsselregionenLinthbeckenundSihl-tal-MenzingenzeichnetsichderÜberganginsfolgendeInter-glazialmitDeltaschotternundSchieferkohlenab.

Im Koblenz-Glazial kommt es in sämtlichen Schlüsselre-gionen zur Ablagerung von Moränenmaterial, wobei dasVorkommen bei Möhlin dem Wehragletscher aus demSchwarzwaldzugeschriebenwird.NachdemindenRinnendieinterglazialeEintiefungdieFelssohlenirgendserreich-te,istdieAufschotterungehergering.EineAusnahmeliegtallerdingsbeiSchaffhausenvor,wosicheinhochreichenderSander entwickelt haben muss (Abb. 18). Im Linthbeckenist in den Schottern eine markante Diskontinuität festzu-stellenundimGlatttaleinevermutlichspätglazialeBecken-bildung.DieschematischeDarstellungindieserZeiledarfnicht darüber hinwegtäuschen, dass zum Eisaufbau undzumHochglazialverschiedeneFragennochungelöst sind.SopostuliertetwaGraf(2002)fürdiesenZeitraumeinenHagenholz-Vorstoss.

Für das Birrfeld-Glazial sind Geometrie und Morpho-genesedesReuss-,Linth-undRheingletschersfürdieStän-de des Maximums und des anschliessenden Eisabbaus gutbelegtunddieGletscherrekonstruierbar.ÜberdieVorgän-ge imFrüh-undMittel-Birrfeld („Früh-undMittelwürm“)sowie während dem hochglazialen Eisaufbau besteht abernochimmernichtwünschenswerteKlarheit.BeiMöhlinundan der Aare-Rhein-Konfluenz lässt sich in zumTeil neuenRinnen der für einen grossglazialen Zyklus typische Auf-bauvonVorstossschotternunddieWiedererosionbisaufdieFelssohle erkennen. Komplizierter ist die SedimentabfolgeinSchaffhausen,woüberBasisschotterninterstadialeKieseund im Hangenden Seesedimente auftreten. Eine SequenzinterstadialerSedimenteistimSihltal-MenzingenunterderhochglazialenMoränenachgewiesen,ebensoimGlatttal.Esweisen somit verschiedeneBefunde auf einen „frühwürm-zeitlichen“Gletschervorstoss hin, der in Keller & Krayss(1998)einemUntersee-Stadialzugewiesenwurde.DieAu-torensehenjedochdavonab,diesemEisvorstossdenRangeinesGrossglazialsbeizumessen.

Knapp gefasst soll noch auf die Interglaziale, die dieGrossglazialetrennen,eingegangenwerden.

Das älteste Interglazial Möhlin/Habsburg (IG Mö/Hb)zeichnet sich im Linthbecken (Abb. 14) durch pflanzlicheMakroreste in den Günterstall-Deltaschottern ab. Ein ent-sprechendesIGMö/Hbkönnteallenfalls imProfilMenzin-gen (Abb.15/1)anderBasisdeformierterSandezu lokali-sierensein.

Hinweise auf ein Interglazial Habsburg/Koblenz(IGHb/Ko)findensichinallenSchlüsselregionen.InMöh-lin (Abb. 7) wird es durch einen Paläoboden über Habs-burg-Rheintalschottern angedeutet, an der KonfluenzAare-Rhein (Abb. 9) durch Bodenrelikte und verwitterteHochterrassenschotter unter Koblenz-Moräne. Auf inter-glaziale Erosion verweisen bei Schaffhausen (Abb. 10 und11) die neu angelegte Neuhauserwald-Rinne, bei Baden(Abb.12und13)dieBelvédère-Rinne.BelegefürdasIGHb/Ko liegen im Linthbecken (Abb. 14) sowie bei Menzingen(Abb. 15/1) in Form von Schieferkohlen-Horizonten undPflanzenrestenvor. ImGlatttal schliesslich lässt sichdiesesIG aufgrund von Pflanzenhäcksel und Schneckenschalenvermuten,die indiehangendenKoblenz-Schotter eingear-beitetwordensind(Abb.16).

Wie im süddeutschen Alpenvorland sind in der Nord-schweizeindeutigeReliktedesEem-Interglazials,dashierals Interglazial Koblenz/Birrfeld (IG Ko/Bf) bezeichnet


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Abb. 18: Eiszeitenfolge am Hochrhein. W-E-Projektion Möhlin-Schaffhausen. Die Abfolge obere Hochterrasse (HTo) – untere Hochterrasse (HTu) – Nieder-terrasse (NT) dokumentiert eine normale Einschachtelung der Terrassen sensu Penck. Demgegenüber liegen die Felssohlen für HTo und NT „regelwidrig“ auf angenähert gleichem Niveau.

Fig. 18: Succession of glacials along the High Rhine. W-E-projection „Möhlin-Schaffhausen“. The sequence Upper High Terrace (HTo) – Lower High Ter-race (HTu) – Low Terrace (NT) is a record of normal deepening of terraces sensu Penck. On the other hand, irregularely, the rockfloors of HTo and NT show the same level nearly.

wird,nichthäufigzubeobachten.BeiSchaffhausensindesdieFlurlingerKalktuffe(Abb.11),denenaufgrundeinerU/Th-DatierungeinspäteemzeitlichesAltervon102›000yBPbeigemessenwird (Graf2002). ImGlatttalwurdenwarm-zeitliche fossilreiche Seesedimente in stratigraphischerPrä-Birrfeld-Lage (Abb. 16) erbohrt. Im Raum Menzingenweisen gemäss den Abb. 15/1 und 15/2 verwitterte Paläo-bödenaufdas IGKo/Bfhin, einBefund,der auch fürdasSammelprofil Möhliner Feld (Abb. 7) gelten kann. Mor-phologisch wird das IG Ko/Bf durch die Eintiefung neuerRinnen bis auf die Felssohle bei Koblenz (Abb. 8 und 9),Schaffhausen(Abb.10und11)undBaden(Abb.12und13)angedeutet.

4 Chronostratigraphie

Gemäss den Untersuchungen und Auswertungen zur Se-dimentstratigraphie und zur Morphostratigraphie mitSchwergewicht Schlüsselregionen sind für das mittlereund späte Pleistozän der Nordschweiz vier Grossglazialenachweisbar. Ausstehend ist eine Chronostratigraphie, dasheissteinezeitlichfixierteEinstufungderEiszeiten.ImFol-

gendenwirddazu einVersuchunternommenund in einerGrafikdargestellt(Abb.20).

Die in den Schlüsselregionen im Kapitel 3 mehrfachgenannten Interglaziale Möhlin/Habsburg, Habsburg/Ko-blenz und Koblenz/Birrfeld finden ihre Entsprechungenim Thalgut (Welten 1988, Schlüchter 1989), Meikirch(Preusseretal.2005)undGondiswil (Wegmüller1992).Alle drei Interglaziale sind für die Nordschweiz massge-bend und können in den Schlüsselregionen aufgrund derSedimentabfolgen wahrscheinlich gemacht werden. FürThalgut wird aufgrund des bedeutenden Pterocarya-Vor-kommens Zeitgleichheit mit Holstein angenommen. Fürden Meikirch-Komplex liegen direkte Datierungen vor(Preusser et al. 2005) und für Gondiswil ist gemäss derpollenanalytischen Untersuchungen von Wegmüller(1992)eindeutigaufEemzuschliessen.

Wenn sich das 3. Kapitel ausschliesslich mit Befundenaus den Schlüsselregionen der Nordschweiz befasst, so istes doch zur Erstellung einer regionalen Chronostratigra-phieunumgänglich,dieGrundlagendazunichtnurimalpi-nen,sondernauchimkontinentalenZusammenhangzusu-chen.FürdieNordschweiz ist ein solcher imumfassenden


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r 3.

9.


Abb. 20: Chronostratigraphie des Mittel- und Spätpleistozäns für die Nordschweiz. Zeitmarken und marine Isotopenstufen nach Litt et al. (2007) sowie Preusser (2010).

Fig. 20: Chronostratigraphy of the Middle and the Late Pleistocene of Northern Switzerland. Time marks and marine isotope stages after Litt et al. (2007) and Preusser (2010).

Sinne mit den skandinavischen Inlandvergletscherungengegeben, wobei das norddeutscheVereisungsgebiet in ers-terPriorität interessierenmuss.DerStandderdiesbezügli-chen Quartärforschung liegt seit kurzem in den Publikati-onenvonLittetal.(2005)sowieinLittetal.(2007)vor.Diesem Umstand folgend wird in der chronostratigraphi-

schenÜbersicht(Abb.20)sowohlaufAltersdatenausNord-deutschlandalsauchausdemSchweizerMittellandzurück-gegriffen.SofindensichbeiLittetal.(2007)ZeitmarkenundMarineIsotopenstufenvon320–310kaBP,MIS9fürdasHolstein-Interglazial sowie 126–110 ka BP, MIS 5e für dasEem. Zur Alterstellung des interglazialen Meikirch-Kom-


plexes wird in Preusser (2010: Abb. 1) auf den Zeitraum240–185kaBPverwiesen.DieNordschweizerGrossglazialefügensichdementsprechenddazwischenein:MöhlinMIS10,Habsburg MIS 8, Koblenz MIS 6 und Birrfeld-HochglazialMIS2.EinegeneralisierendeDarstellungdernord-und süddeut-schenVergletscherungenundderzugehörigenWarmzeitenfindet sich in Litt et al. (2005:Taf. XV); sie wird in derAbb.21übernommen.AufgrundderimKapitel3vorgestell-tenErkenntnissezurEiszeitenfolgeisteineKorrelationdernordschweizerischenGrossvergletscherungenMöhlin,Kob-lenzundBirrfeldmitdennorddeutschenGlazialenElster,SaaleundWeichseldurchausvertretbar.DiesgiltauchfürdieÜbernahmederBegriffeHolsteinundEem.AlsEntspre-chungzuHabsburgkämefürNorddeutschlanddieFuhne-KaltzeitinBetracht,fürdieinLittetal.(2007)eineKor-relation mit MIS 8 als wahrscheinlich angenommen wird.OffenbleibtdieFrage, inwelcherWeise sichdasneuein-geführteHabsburg-GlazialsowiedasMeikirch-Interglazialim süddeutschen Alpenvorland nachweisen lassen. Damitist auch das Thema für weitere Untersuchungen und Dis-kussionengegeben.

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DasTyposkriptstanddenAutorenzurVerfügung.DieArbeiterschienunterGraf2009b.

Abb. 21: Mögliche Korrelation der Warmzeiten und Eisvorstösse in der Nordschweiz gegenüber der Abfolge in Nord- und Süddeutschland.

Fig. 21: Possible correlation of the interglacials and glaciations in Northern Switzerland compared with the succession in Northern and Southern Germany.


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iSSn 0424-7116

Geologie, Paläontologie und Geochronologie des Eem-beckens neumark-nord 2 und vergleich mit dem becken neumark-nord 1 (Geiseltal, sachsen-Anhalt)

Jaqueline Strahl, Matthias R. krbetschek, Joachim luckert, björn Machalett, Stefan Meng, Eric A. Oches, ivo Rappsilber, Stefan Wansa, ludwig zöller

Kurzfassung: DenSchwerpunktdieserArbeitbildendieErgebnissesedimentologischer,palynologischer,malakologischerundchronometrischerUntersuchungenanSedimentenausdemZentralbereichdesPaläoseebeckensNeumark-Nord2.Die interdisziplinärenUntersu-chungenandem11 mmächtigenHauptprofilAundbenachbartenProfilenzeigenübereinstimmend,dassdielimnischeSedimen-tationvomEndedesSaale-KomplexesüberdieEem-Warmzeitbis indieWeichsel-Kaltzeiterfolgte.DasProfil lässtSeespiegel-schwankungenmiteinergenerellenTendenzderVerflachungundVerlandungsowiewechselndeSedimentationsratenerkennen.DurchdiepalynologischenUntersuchungensindaußerdemmitErosionundSedimentumlagerungenverbundeneHiatenfestge-stelltworden.EinevonLauratetal.(2006)undManiaetal.(2008,2010)imProfilausgewiesenezusätzlicheWarmzeit,diedurcheineKaltphasevonderEem-WarmzeitsepariertundzudemjüngeralsdasInterglazialvonNN1seinsoll,existiertnicht.

Vorallemdiepalynostratigraphische,aberauchdiemalakologischeKoinzidenzderBeckenNN1undNN2belegtdieGleichalt-rigkeitderAblagerungen.SomitistinNeumark-NordzwischenderSaale-GrundmoränederZeitz-PhaseunddenperiglaziärenBildungen der Weichsel-Kaltzeit nur eine Warmzeit nachweisbar, das Eem. Dies wird durch neue geochronologische Dateneindeutigverifiziert.DaherkönnendiezuletztvonManiaetal.(2010)dokumentiertenLagerungsbeziehungen,nachdenendieBeckenfolgevonNN2überdervonNN1liegensoll,nichtbestätigtwerden.

InNeumark-NordwerdendieklimatischenBesonderheitendesMitteldeutschenTrockengebieteswährendderEem-Warmzeitdeut-lich. Insofern bietet derVergleich der Eem-Vorkommen von Neumark-Nord,Gröbern undGrabschütz ein Lehrbeispiel für diestandortspezifischeVariabilitätbenachbartersynchronerWarmzeitprofile.

[Geology, palaeontonlogy and geochronology of the Eemian palaeo lake basin of neumark-nord 2 and its comparison with basin neumark-nord 1 (Geiseltal, sachsen-Anhalt)]

Abstract: Themainfocusofthisstudyisontheresultsofthesedimentological,palynological,malacologicalandchronometricinvestiga-tionsof sediments fromthecentral regionof thepalaeo lakebasinNeumark-North2.These interdisciplinaryexaminationsofthemainprofileA,withacross-sectionof11m,andofneighbouringprofilesconcurinindicatingthatthelimnicsedimentationtookplace fromtheendof theSaaliancomplexduringtheEemianWarmStageandupto theWeichselianglacialperiod.Thesection revealsvariations in the lakewater levelwithageneral tendency to loweringandfillingup, aswell asvarying sedi-mentationrates.Thepalynologicalinvestigationshavealsoshownhiatusesconnectedwitherosionandsedimenttransport.AnadditionaltemperateperiodseparatedfromtheEemianbyacoldphaseandalsomorerecentthantheinterglacialofNN1,asidentifiedinthesectionbyLauratetal.(2006)andManiaetal.(2008,2010),doesnotexist.

Especially thepalynostratigraphicbutalso themalacological coincidencebetween theNN1and theNN2basinsdemonstratesthe simultaneityof thedeposits.Thus inNeumark-North,between theSaalian tillof theZeitzphaseand theperiglacial sedi-mentsoftheWeichselian,thereisevidenceofonlyonewarmperiod,theEemian.Thisisclearlydocumentedbythenewgeo-chronologicaldata.ItisthereforenotpossibletoconfirmthesedimentationrelationshipsmostrecentlydescribedbyManiaetal.(2010)accordingtowhichthebasinsequenceofNN2wassupposedtolieontopofNN1.

InNeumark-NorththeparticularclimaticconditionsoftheCentralGermandryregionduringtheEemianInterglacialareclearlyrecognisable.Inthissense,thecomparisonbetweentheEemianfindingsforNeumark-North,GröbernandGrabschützprovideaninstructiveexampleofthevariabilitybetweenneighbouringsynchronouswarmperiodsectionsinrelationtospecificsites.

Keywords: upper pleistocene, quaternary stratigraphy, palynostratigraphy, quaternary molluscs, lake sediments, Eemian, luminescence dating, amino acid geochronology, quaternary geochronology, Geiseltal

Addresses of authors:J. Strahl,LandesamtfürBergbau,GeologieundRohstoffeBrandenburg,Inselstr.26,03046Cottbus.E-Mail:[email protected];M. R. Krbetschek,SächsischeAkademiederWissenschaften,ForschungsstelleGeochronologieQuartär,InstitutfürAngewandtePhysik /TUFreiberg,Leipziger-Str. 23, 09596Freiberg.E-Mail: [email protected]; J. Luckert,LandeslaborBerlin-Brandenburg,FachbereichBodenlabor(Röntgenlabor),StahnsdorferDamm77,14532Kleinmachnow.E-Mail:[email protected];B. Machalett,Humboldt-UniversitätzuBerlin,GeographischesInstitut,AbteilungKlimato-logie,UnterdenLinden6,10099Berlin;presentaddress:LeverhulmeTrustVisitingFellow,InstituteofGeographyandEarthSci-ences,LuminescenceLaboratory,AberystwythUniversity,Aberystwyth,Wales,SY233DB,U.K.E-Mail:[email protected];S. Meng,InstitutfürGeographieundGeologie,Ernst-Moritz-Arndt-UniversitätGreifswald,Friedrich-Ludwig-Jahn-Str.17a,17487Greifswald.E-Mail:[email protected];E. A. Oches,Natural&AppliedSciencesDepartment,BentleyUniversity,JennisonHall126,175ForestSt.,Waltham,MA02452,USA.E-mail:[email protected];I. Rappsilber,LandesamtfürGeologieundBergwesenSachsen-Anhalt,Postfach156,06035Halle.E-Mail:[email protected];S. Wansa,LandesamtfürGeologieundBergwesenSachsen-Anhalt,Postfach156,06035Halle.E-Mail:[email protected];L. Zöller,LehrstuhlGeomorphologie,UniversitätBayreuth,Universitätsstraße30,95440Bayreuth.E-Mail:[email protected]











Weißenfels

Halle (Saale)

Merseburg

Leuna

Mücheln

Luppe

Weiße Elster

Saale

Wünsch

Geiseltal

10 km50

SchafstädtBad Lauchstädt

A38

A9

Frankleben

Neumark-Nord

N

Thüringer Wald

Harz

100 km

Hundisburg

Dodendorf

Wanzleben

Mansfelder Seen

Köchstedt/ Salzmünde

Zeuchfeld

Taubach

Kalbsrieth

Artern (Umfeld)

Karsdorf

Elb

e

Saale

HolozänPleistozän

>300 m NN: hellgrau>600 m NN: dunkelgrau

52°

51°

12°11° 13°

Magdeburg

Leipzig

Dresden

Neumark-Nord/ KrumpaAbb. 1: Lage des Quartär-Aufschlusses Neumark-Nord und Übersichtskarte von Mitteldeutschland mit pleistozänen und holozänen Vorkommen der Brackwasser-schnecke cf. Hydrobia sp.

Fig. 1: Site of the Quaternary section of Neumark-North and map of Central Germany with Pleistocene and Holocene occurrences of the brackish water snail cf. Hydrobia sp.

inhaltsverzeichnis

1Einleitung(Wansa&Strahl) 1222QuartärgeologischeVerhältnisse imUntersuchungsgebiet(Wansa&Rappsilber) 1233Methoden 124

3.1Geländearbeiten 1243.2Analytik 127

4GeologieundPaläontologiedesBeckensNN2 1294.1Lagerungsverhältnisse(Rappsilber&Wansa) 1294.2LiegendschichtenamBeckenrand,ProfilD (Wansa) 1304.3.Beckenzentrum,HauptprofilA 130

4.3.1Lithologie(Wansa) 1304.3.2MineralogieundGeochemie(Luckert) 1334.3.3Palynologie(Strahl) 135

4.3.3.1Saale-Pleniglazial 1364.3.3.2Saale-Spätglazial 1404.3.3.3Eem-Interglazial 1414.3.3.4Weichsel-Frühglazial 144

4.3.4Malakologie(Meng) 144

4.3.5Kleinvertebraten(Meng) 1494.4LithologiederProfileB1,B2undC(Wansa) 1504.5Hangendschichten(Wansa) 150

5DasBeckenNN2imVergleichmitdemBeckenNN1 1515.1Sedimentationsbedingungen (Wansa,Luckert,Meng&Strahl) 1515.2Palynostratigraphie(Strahl) 1535.3MalakologischeInterpretation(Meng) 156

6Geochronologie 1576.1LumineneszenzdatierungenanSedimenten derBeckenNN1undNN2 (Krbetschek&Zöller) 157

6.1.1DiskussionderDatenvonKarelin(1997) 1576.1.2NeueDatierungen 159

6.2Aminosäuren-GeochronologieimBeckenNN2 (Machalett&Oches) 161

7Fazit 1638Dank 1649Literatur 165


1 Einleitung (s. wansa & J. strahl)

Das wegen der überaus reichhaltigen Fossilfunde aus demMitteleozänweltberühmteGeiseltalsüdlichvonHalle(Saa-le)(Abb.1)stehtseitMitteder1980erJahreauchimFokusder quartärgeologischen und archäologischen Forschung.Zwar sinddiequartärenDeckschichtenderBraunkohle imvergangenen Jahrhundert wiederholt Gegenstand geologi-scherundpaläontologischerUntersuchungengewesen–u.a.wurde hier 1953 das Mammut-Skelett von Pfännerhall ge-borgen(Toepfer1957)undauchverschiedenewarmzeitlicheAblagerungensindbekanntgeworden(Ruske1961,Mania&Mai1969)–dochsetzteerstmitderEntdeckungeinesin-terglazialen Seebeckens (Neumark-Nord 1, NN1) durch M.Thomae1985eineintensiveundsystematischeErforschungderkomplexenquartärenSchichtenfolgeimöstlichenGeisel-tal ein. Eine interdisziplinäre Arbeitsgruppe unter LeitungvonD.ManiahatdieBeckensedimente indenFolgejahrendetailliertdokumentiertunddabeiumfangreicheFossilfun-de(darunterzahlreicheSkelettevonGroßsäugern)gesichertundausgewertet.MitdemNachweiseinesbeachtlichenIn-ventarsanFeuerstein-ArtefaktenwurdedasSeebeckenNN1aucharchäologischinteressant(Mania1990,2004).Aufgrundverschiedener Indizien (u. a. Pollensukzession, Makroflo-ra,Molluskenfauna, periglaziäresDeckschichten-Profil) soll

die Beckenfüllung älter als die Eem-Warmzeit und jüngeralsdieersteSaale-Vergletscherungsein(Mania1990,1994).Litt (1994a, b) entkräftete die Argumentation von ManiaerstmalsundordneteNN1demEemzu.DerMeinungsstreitwardamitjedochnichtbeendet,sondernwurdedurchwei-tere Untersuchungen an paläontologischem FundmaterialausNN1(dargestelltu.a.inMania2000undManiaetal.2008)sowiedurchdieEntdeckungeinesweiterenInterglazi-albeckens(Neumark-Nord2,NN2)durchD.ManiaimJahre1995neubefruchtet.NN2liegtnurca.200 mnordöstlichvonNN1(Abb.2).LautderAufschlussaufnahmenvonD.Maniasollen die Beckensedimente von NN2 über die hangendenperiglaziärenBildungenvonNN1hinweggreifen(Maniaetal.2008,2010).

Das Auftreten archäologischer Funde in verschiedenenProfilabschnitten von NN2 veranlasste das Landesamt fürDenkmalpflege und Archäologie Sachsen-Anhalt (LDA) zuintensivenGrabungen und Profildokumentationen, die zu-nächstvonD.ManiageleitetundmaßgebendvonT.LauratundE.BrühlunterMitwirkungzahlreicherHelferrealisiertwurden. Erste Ergebnisse sind bereits von Laurat et al.(2004)vorgelegtsowieaufwissenschaftlichenVeranstaltun-gendesLDAimOktober2003undAugust2004zurDiskussi-ongestelltworden.Ab2006unterstanddiewissenschaftlicheKoordination der archäologischen Arbeiten dem Römisch-

Abb. 2: Lage der Becken NN1, NN2 und NN3 sowie Isolinienplan der Unterkante der Beckensedimente in NN2 (nach Thomae & Rappsilber 2010, geändert).

Fig. 2: Location map of the basins NN1, NN2 and NN3 as well as isoline map of the base of lacustrine sediments in basin NN2 (after Thomae & Rappsilber 2010, modified).

Alttagebau

Tagebau-Sanierungsgebiet

0 500 1000 m N

NN2

NN1

unverritztes Gelände

NN3

Körbisdorfer

Schotter

Dia

pir

Verbreitungsgrenzeder Körbisdorfer Schotter

NN2

85100

95


GermanischenZentralmuseumMainz(RGZM).2007wurdevomLDAeinfast7 mhohesSchurfprofilangelegt,dassys-tematischeProbennahmenfürverschiedeneUntersuchungs-methodenermöglichte.DurcheineRammkernsondierungimRahmeneinesGeländepraktikumsdesInstitutsfürGeowis-senschaftenderMartin-Luther-UniversitätHalle-Wittenberg(MLU)konntedieProfildokumentationimLiegendenbiszurSaale-Grundmoräne komplettiert werden. Nach AbschlussderFeldarbeiten2008wurdederAufschlussverfülltunddasGrabungsgeländeeingeebnet.

Laurat et al. (2006) und Mania et al. (2008, 2010) ha-ben für NN2 ein mehrgliedriges klimatostratigraphischesProfil mit zwei Warmzeiten ausgewiesen, von denen diejüngere der Eem-Warmzeit entsprechen soll. In der Kom-pilation mit dem Becken NN1, das ebenfalls von der Ers-ten Saale-Grundmoräne unterlagert wird, sollen demnachin Neumark-Nord zwischen den saaleglaziären und denweichselzeitlichen periglaziären Ablagerungen limnischeSedimenteaus insgesamtdreiWarmzeitenüberliefert sein.Schlussfolgernd stellen Mania et al. (2008: 34) fest, dassdie Zuweisung des gesamten saalezeitlichenVereisungsge-schehens innerhalbeinerKaltzeitzummarinenSauerstoff-Isotopenstadium (MIS) 6 nicht aufrechterhalten werdenkann. Damit würde die Stratigraphie von Neumark-Nordin erheblichemWiderspruch zu den Belegen aus dem üb-rigen norddeutschen Vereisungsgebiet und darüber hin-aus stehen, die Warmzeiten zwischen den saalezeitlichenVergletscherungsphasen (Drenthe und Warthe) ausschlie-ßen (u. a. Ehlers et al. 2004, Kühner 2003, Meyer 2005,Litt et al. 2007). Zudem gilt heute aufgrund zuverlässi-ger Altersbestimmungen die Zuordnung des gesamtenSaale-Hochglazials (Oberes Saale) zum MIS 6 als gesichert(u.a.Busschersetal.2008,Krbetscheketal.2008).Wei-tere Thermomere interglazialen bzw. interstadialen Cha-raktersdatieren indasUntereSaale imBereichdesMIS7und sind hier aufgrund der Überlagerung durch drenthe-bzw. warthezeitliche Ablagerungen irrelevant für jegliche,sei es auch nur vergleichende Diskussion. In diesem Zu-sammenhangistgemäßdervonSeifert-Eulen(2010:271)vorgenommenen Vergleiche der warmzeitlichen Abfolgevon NN1 mit der prä-eemzeitlichen Dömnitz- und soge-nannten Uecker-Warmzeit (Profil Röpersdorf, Erd 1987)anzumerken,dassessichbeiletztererumeemzeitlicheundnicht intrasaalezeitlicheSedimentehandelt (Hermsdorf&Strahl 2006, Litt et al. 2007). Außerdem haben sich dievonErd (1987)publiziertenFundedesGroßenAlgenfarns(Azolla filiculoides) anhand der Untersuchung neuer Boh-rungennichtbestätigt.

HauptgegenstandvorliegenderPublikation sinddieUn-tersuchungsergebnisseeinerArbeitsgruppe,dievon2003bis2008unterKoordinationvonS.Wansa(LandesamtfürGeo-logieundBergwesenSachsen-Anhalt,LAGB)umfangreichesProbenmaterial ausdemBeckenNN2 lithologisch,paläon-tologischundchronometrischanalysierthat.AußerdemsolldieBeckenabfolgevonNN2vorallem imHinblickaufdieStratigraphie ausführlich mit denVerhältnissen im BeckenNN1verglichenwerden.

In die Bearbeitung des Beckens NN2 waren auch iso-topen-geochemische Untersuchungen (T. Böttger, F. W.Junge)einbezogen,derenErgebnisseseparatpubliziertwer-densollen.

2 Quartärgeologische verhältnisse im untersuchungsgebiet (s. wansa & i. rappsilber)

Der Aufbau und die Lagerungsverhältnisse der quartärenSchichtenfolge von Neumark-Nord sind in entscheiden-dem Maße durch Lagerungsdeformationen der Braunkoh-le geprägt, die bereits seit langem bekannt sind, aber erstvonThomae(1986)alsdurchautoplastisch-gravitativeAus-gleichsbewegungen entstandene Braunkohlendiapire in-terpretiert wurden. Als Ursachen für die karbokinetischenProzessegeltendieinverseDichteschichtung(klastischesSe-dimentüberBraunkohle)unddiegeringeinnereFestigkeitderdurchPermafrostbeeinflussten,wassergesättigtenKohle(Thomae1990,2003).NachEissmann(1981)sindinsbeson-derePhasendesPermafrostzerfallsamEndederKaltzeitenfürdenBraunkohlendiapirismusprädestiniert.ImGeiseltalwurdenKohlediapireseitdemSpätelster in insgesamtvierZeitabschnittengebildet(Thomae1990).Dieoberflächenna-heLagederKohlesowieeinrelativsteilesEinfallenanderNeumark-Hauptschwelle(Prätertiär-Aufragung)dürftendenDiapirismusinNeumark-Nordbegünstigthaben(Mania&Thomae 1987). Die NE–SW-Orientierung der Diapire ver-läufthierparallelzumEinfallendesPrätertiärs.DieEntste-hungundErhaltungderpleistozänenSeeablagerungenvonNeumark-NordistanRandsenkenvonBraunkohlendiapirengebunden.AusderRandsenkenfüllung(BeckenNN1)leitetenMania&Thomae(1987:39)ab,dasssichdieStruktur„ver-mutlichlangsamundstetigbisweitindasInterglazialhineinentwickelt“hat.

Aus der „Beobachtung“, dass einmal abgeschlossenegravitative Ausgleichsbewegungen kaum wieder aktiviertwerden könnten, sondern sich in einer neuen Kaltzeit ananderer Stelle fortsetzten, schlussfolgerten Mania et al.(2008),dassdasBeckenNN2jüngerseialsdasBeckenNN1.Dem steht entgegen, dass Braunkohlendiapire meist keinesingulärenBildungensind.InprädestiniertenArealenMit-teldeutschlands sind zahlreiche solikinetische Kohleauf-ragungen (Diapire, Kissen) mehr oder weniger synchronentstanden, aber auch die Mehrphasigkeit gravitativerBewegungen an ein und derselben Struktur ist keinesfallsungewöhnlich(sieheEissmann1981,1987)undwurdevonThomae(1990:142)undMania(2004:37)sogarindirektenZusammenhangmitderAnlagedesBeckensNN1gebracht.DenÜberlegungenvonManiaetal.(2008),nachdenenderDiapirismus von einer Bildungsphase zur nächsten räum-lichwandert, sodassdieRandsenkenfüllungenverschiede-nerDiapireverschiedenaltseinmüssten,kanndahernichtgefolgtwerden.

Das Quartärprofil von Neumark-Nord beginnt mit denholstein-bis frühsaalezeitlichenKörbisdorferSchotternderdamalsmitderGeiselvereinigtenUnstrut (vgl.Lauratetal. 2006). Die Schottermächtigkeit beträgt durchschnittlich5 m,inRandsenkenkönnenbis15 merreichtwerden.Ört-lich haben Kohlediapire den muschelkalkreichen Schotter-körperdurchschlagenunddieSchichtungverstellt. ImUn-tersuchungsgebiet (Abb. 2, rechts) keilen die KörbisdorferSchotter an der SE-Flanke einer sattelförmigen Kohleauf-ragung aus, deren NW-Flanke das Becken NN2 im SE be-grenzt(Rappsilber2004a).

DeruntereTeilderKörbisdorferSchotterverzahntrand-lichmitdem1996vonD.Maniaentdecktenundvorallem


2003gutaufgeschlossenenPaläoseebeckenNeumark-Nord3(NN3)(Abb.2).DieBeckenfüllungbestehtausdurchDiapi-rismusschräggestellten,bis7mmächtigenSchluffen,dieimunterenTeilGehäusevonValvata piscinalis piscinalisunddarübereineauffälligeKonzentrationzweiklappigerSchalenvonAnodonta anatinaaufwiesen(Lauratetal.2006,Ma-nia2010b).DadieseArtenklimatischweitgehendindifferentsind,gestattet ihrVorkommenkeinestratigraphischeInter-pretation1.

Über den Unstrut/Geisel-Schottern folgt eine ca. 5 mmächtige Grundmoräne, die nach geschiebeanalytischemBefund dem ersten Vorstoß des Saale-Inlandeises (Zeitz-Phase) zuzuordnen ist (Thomae 1990). Nach einer kurzenAbschmelzphase (Pomßen-Intervall), in der sich der Eis-randbis indenRaumPetersberg–Landsberg–Delitzschzurückverlagerte, stieß das Eis während der Leipzig-Pha-se erneut bis indasGeiseltal vor (Eissmann1975,Litt&Wansa2008),dochistdieZweiteSaale-Grundmoränehiernur örtlich mit Mächtigkeiten bis ca. 2 m erhalten (Ruske1961).DieZeitz-PhaseunddieLeipzig-PhasesinddieVer-eisungsphasen des Drenthe-Stadiums im Saale-Elbe-Ge-biet. Das jüngere Saale-Inlandeis (Warthe-Stadium bzw.Fläming-Phase)hat seine äußerenRandlagenweiternörd-lich in derColbitz-Letzlinger Heide und im Fläming, viel-leicht auch in der Schmiedeberger Stauchendmoräne hin-terlassen(zuletztLittetal.2007,Litt&Wansa2008).

AufgrunddesKohlediapirismusistdieErsteSaale-Grund-moräneinihrerLagerunggestört.IndenRandsenkenhabensichüberderGrundmoräne limnischeSedimenteakkumu-liert,diezumbesonderenGegenstandderUntersuchungengewordensind.ImHangendenlagerteinemächtigeweich-selzeitlicheSchichtenfolgeaussolifluidalen,limnischen,flu-viatilenundäolischenBildungen.

1 DasBeckenNN3wirdvonMania (2010b)alsholsteinzeitlichbezeich-net. Dabei ist zu beachten, dass Mania von einem „Holstein-Komplex“ausgeht, der aus dreiWarmzeiten und zwei Kaltzeiten besteht. Dies istmit der gültigen Definition der Holstein-Warmzeit nicht vereinbar (sieheLittetal.2007).

3 methoden

3.1 Geländearbeiten

ZurKlärungderLagerungsverhältnisseimBereichdesBe-ckens NN2 und seines engeren Umfeldes sind geophysi-kalische Messungenvorgenommenworden.Eingravime-trisches Lokalfeld, das auf älteren Schweremessungen mitPunktabständen von 15–30 m beruht, lieferte einen erstenÜberblick über die Strukturen der liegenden Braunkohle.Die Verbreitungsgrenze der Körbisdorfer Schotter wurdemitHilfevonGeoradarprofilenmiteinerGesamtlängevon2500 m kartiert. Ausdehnung und Form des Beckens NN2wurdendurchgeoelektrischeMessungenbestimmt (Abb.2und3).Insgesamterfolgten42geoelektrischeTiefensondie-rungeninviersichkreuzendenProfilen.InnerhalbderPro-filebetrugderMesspunktabstandzwischen5und20 m.10MotorhammerbohrungenmitTiefenbiszu6 mdientenderVerifizierung der geophysikalischen Aussagen und stelltendarüberhinauseineVerbindungzumBeckenNN1her.

Im Mittelpunkt der Geländearbeiten stand die Doku-mentation und Beprobung des oben angeführten, vomLandesamt für Denkmalpflege und Archäologie Sachsen-Anhalt (LDA) angelegten und eingemessenen Profils A(imBereichdesHauptprofils7beiLauratetal.2007),dasdurcheineimJuni2007niedergebrachteRammkernsondie-rung(RKS)biszurliegendenGrundmoräneerweitertwur-de.DadieSondierungvoneineroberhalbderSchurfsohlegelegenen Berme aus niedergebracht wurde, überlappt derobereTeildesRKS-ProfilsmitdemunterenTeildesSchurf-profils (Abb.4).DasProfilA(folgendauchalsHauptprofilA bezeichnet) befindet sich an der nördlichen Flanke un-weitdesBeckenzentrums (Abb. 2)underschließt eine ins-gesamt 12,6 m mächtige Schichtenfolge, die im Liegendenmit 1,6 m Geschiebemergel beginnt und imWesentlichenaus 11 m mächtigen, differenzierten Seeablagerungen be-steht.

Deutung

( )

Abb. 3: Geoelektrischer Profilschnitt durch das Becken NN2 (Thomae & Rappsilber 2010).

Fig. 3: Geo-electric cross-section through the NN2 basin (Thomae & Rappsilber 2010).


Hö

he

inm

NN

Au

fsch

luss

/P

rofils

ch

ien

en

/B

oh

run

g

Proben

Hauptprofil A

Palyn

olog

ie

Malak

olog

ie

Am

inos

äure

-Stra

tigra

phie

IR-R

F

IR-R

F/Q-S

AR

RFA

/RDA

Sulfa

t-/Chlor

id-

Geh

altC

aCO

Hum

usge

halt

Kor

ngrö

ßenan

alys

e

3

CaC

O

Hum

usge

halt

Kor

ngrö

ßenan

alys

e

3

Malakologie/CaCO /Humusgehalt3

102,0

102,8 102,8

101,0

100,0 100,0

99,0

98,0

97,0

96,0

95,0

94,0

93,0

92,0

91,0

90,0

U 21

U 1 U 1

U 2

U 4

U 6

U 8

U 10

U 13

U 15

U 17

U 19

1

1a1 Neu 1

Neu 13

1U 5/6

AAR 3

NMN 16

NMN 22

1486 W1

W4 25

23

AAR 25 25

24 ab

89,0

97,8

6/13

1a/1

1/3

2/5

3/7

4/9

5/10

U 21

US 1

US 6

US 7

US 13

U 19

U 17

U 15

U 13

U 10

U 8

U 6

Proben in Abb. 10 und 11anicht berücksichtigt, da pollenleerbzw. extrem pollenarm

Proben statistisch abgesichert

Proben max. 1,5 m neben Profillinieentnommen

Pollenanalyse (bearbeitete Proben)

Bohrung

Proben aus Bohrung

Proben aus Aufschluss

Proben aus Profilschienen

Aufschluss

Profilschienen

Hö

he

inm

NN

Au

fsch

luss

Profil B1

Proben

25

NMN 10/11

NMN 9

NMN 8

NMN 715

1617

1819

20

22

24

AAR 6

AAR 19

US 10

NMN 21

NMN 17

NMN 18

NMN 19

NMN 20

5

15

10

18

21

5

3

7

9

15

13

11

19

17

21

Neu 5

Neu 10

Abb. 4: Probenübersicht der Profile A und B1.

Fig. 4: Overview of samples from profiles A and B1.


Die gemeinsame Beprobung des Schurfprofils für die li-thologischen, paläontologischen und chronometrischenUntersuchungen erfolgte im März und Mai 2007. Für diePollenanalysen, die Röntgenfluoreszenz- und Röntgendif-fraktionsanalysen sowie für geochemische Untersuchun-gen hinsichtlich Sulfat- und Chlorid-Gehalt wurde quasi-ungestörtes Material in U-Profilschienen entnommen. Umeine vollständige Beprobung des Profils zu gewährleisten,wurdendie 0,8–1,2 m langenSchienenüberlappend indieSchurfwandgeschlagen(7Profilschienen1–6a,Abb.4).Pa-rallel dazu sind die Proben für die Korngrößenanalysen,Kalkgehalts- und Humusgehaltsbestimmungen gewonnenworden. Es handelt sich jeweils um Mischproben charak-teristischer Profilabschnitte, wobei angestrebt wurde, allewesentlichen makroskopisch erkennbaren Lithotypen zuerfassen. Aus den gleichen Profilabschnitten ist auch dasProbenmaterial für die Bestimmung der Molluskenschalengewonnen worden. Die Entnahmebereiche wurden dabeizur nachträglichen eindeutigen Parallelisierung der Proben(im Folgenden als „Pr.“ abgekürzt) untereinander auf denRückseitenderSchienenmarkiert.

Die Probenmenge aus der RKS ist entsprechend denErfordernissen der Analysenmethoden aufgeteilt worden.FürdieBestimmungdesMolluskeninhaltswurdenurMa-terial aus dem auffällig mit Schalenresten angereicherten,imAufschlussetwaderBasisderProfilschiene1aentspre-chenden Abschnitt (Pr. U 5/6, Abb. 4) entnommen. UnterVerweis auf Abb. 4 sei vermerkt, dass die Proben aus derRKS mit „U“ bzw. „US“ (für die sedimentologischen Ana-lysen) bezeichnet sind und im Gegensatz zu den Probenaus dem Schurfprofil von oben nach unten nummeriertwurden.Außerdem ist aufdie z.T. doppelteVergabeglei-cher Bezeichnungen für verschiedene Proben hinzuweisen.Deshalb ist eswichtig,dieBezeichnungengenerell imZu-sammenhang mit der entsprechenden Analysenmethodezu betrachten. Dadurch wird die eindeutige ZuordnungderimTextgenanntenProbenzudenAbbildungenundTa-bellen gewährleistet. Die z.T. beidseitige Beschriftung derProbenskalen (Palynologie, Malakologie, Sedimentologie)wurde so zum einen aus Platzgründen und zum anderenzur besseren Unterscheidung von aus den Profilschienenbzw.ausderBohrunggewonnenenProbenvorgenommen.

ImDezember2007wurdedieProbennahmeimHangen-dendesHauptprofilsAergänzt(Pr.23–25Lithologie/Mala-kologie/Aminosäuren-Stratigraphie, Pr.W1–W4 Pollenana-lyse).AußerdemwurdedurcheineAusschachtungaufderSohlederSchurfgrubezusätzlichesProbenmaterialausdemBasisbereichgewonnen(Pr.1und2).

Für die pollenstratigraphische Einstufung standen ausdemHauptprofilAneben148Probenausden siebenPro-filschienen 1a–6, vier Einzelproben aus dem im Dezember2007geschaffenenHangendaufschlusssowie21ProbenausderRKSzurVerfügung.Davonkamen125Probenzurpol-lenanalytischen Bearbeitung (Abb. 4), wovon 82 statistischauswertbarwarenundindasPollendiagrammeingeflossensind(Abb10und11a).GenerellbeträgtderProbenabstandbeidenProfilschienen5 cm.Lediglichbeimarkantenlitholo-gischenWechselnbzw.beisehrgeringanzunehmendenSe-dimentationsratenwurdedavonabgewichenundindeutlichengerenAbständenvonminimal1 cmbeprobt.Beidenbe-reitsimGeländegewonnenenProbenausdemHangendauf-

schlusssowieausderRKSliegenwesentlichhöhereProben-abstände,z.T.> 25cm,vor(vgl.Abb.4).

Für die Röntgendiffraktometeranalysen (RDA) wurdeninsgesamt etwa alle 0,5 m 26 vor allem tonreichere Pro-benalsPunktprobe(Profilschienen1a–6)bzw.Schlitzprobe(RKS)imLaborentnommen;KalkmuddenundorganogeneMuddenbliebenausgespart.

SoweitfürdasThemarelevant,wirdaufdieseit2003er-folgteBearbeitungweiterer,ebenfallsdurchdasLDAange-legterSchurfprofileimBereichdesBeckensNN2Bezugge-nommen.DazugehörtdasebenfallsbeckenzentralgelegeneProfilB1(Abb.4),dasstratigraphischimWesentlichendemoberenTeil von Profil A entspricht. Die Probennahme ausProfilB1erfolgteimOktober2003.DiesesSchurfprofilwurdespäterummehrereMetervertieft,warjedochzumZeitpunktder Aufnahme als Profil B2 im Juni 2004 bereits teilweisewiederverfüllt.DasandernördlichenBeckenflankegelege-neProfileCwurde lediglichzur lithologischenKorrelationmitdementsprechendenAbschnittdesProfilsAdokumen-tiert.DasProfilD(Abb.5)erschließtdenunterenProfilab-schnittamnördlichenBeckenrandsowiedieLiegendschich-tendesBeckensNN2.

Ausder limnischenFolgedesBeckensNN2sind indenJahren2003–2005und2007 insgesamt50Probenfürmala-kologischeUntersuchungenentnommenworden.AlleinausdemHauptprofilAstammen27Probenmitüber200LiterSediment. Aus einemTeil der Proben wurde Material fürdieAminosäuren-Datierungsepariert.2003erfolgtenzudemProbennahmenausSedimentendesBeckensNN1fürLumi-neszenzdatierungen.

Die Lage der Profile wurde mit GPS ermittelt (Gauss-Krüger/Bessel-KoordinateninAbb.2,links).DieHöhenan-gabenbeziehensichaufdasvondenarchäologischenBear-beiternvorgenommeneNivellement.

3.2 Analytik

DieKorngrößenzusammensetzungen, Kalk- und Humus-gehaltebzw. Gehalte an organischer SubstanzderProbenausderRammkernsondierungwurdenimLabordesInstitutsfür Geowissenschaften der Martin-Luther-Universität Hal-le-Wittenberg (MLU)bestimmt,alleanderen imLabordesLandesamtes für Geologie und Bergwesen Sachsen-Anhalt(LAGB) inHalle.DieKorngrößenverteilungensindmittelskombinierter Sieb- und Sedimentationsanalysen ermitteltworden.AnderMLUwurdendieMasse-ProzentgehaltevonKalkundderGlühverlustnachDIN18129bzw.DIN18128gewonnen.ZurBerechnungderorganischenSubstanzwurdederKarbonatgehaltvomGlühverlustabgetrennt(reduzierterGlühverlust).ImLAGB-LaboristzurBestimmungvonKalkundorganischemKohlenstoffeinSchwefel-Kohlenstoffana-lysator verwendet worden. Die Kalkbestimmung erfolgteunterZugabevon50 %-igerPhosphorsäure,derKohlenstoffwurdenachDINISO10694ermittelt.DerHumusgehalter-rechnetsichdurchMultiplikationmitdemFaktor1,724ausdemGehalt an organischem Kohlenstoff. Aus dem BeckenNN2 (einschließlich des unterlagernden Geschiebemergels)sindinsgesamt90Probenanalysiertworden.

DieKleingeschiebezusammensetzungderGrundmorä-newurdenachTGL25232ermittelt.DieseseitJahrzehntenimGebietderehemaligenDDReinheitlichangewendeteMe-


thode ermöglicht bei solider Interpretation der Zählergeb-nisse regionale lithostratigraphischeKorrelationen. FürdieAnalysederGeröllkomponentenfluviatilerAblagerungenwurdediedafürhäufigverwendeteFraktion6,3–20 mmge-nutzt.

FüreinedetailliertemineralogischeBestimmungderSe-dimentesindvonjederProbe(Gesamtprobe)undderTon-fraktion (< 2 µm)Röntgendiffraktometeranalysen (RDA) durchgeführt worden. Die Gewinnung derTonfraktion er-folgtenachdemAtterberg-Verfahren.Diedabeivorherab-getrennte Sandfraktion (> 63 µm) wurde makroskopischbewertet (GehalteanKies,organischerSubstanz,Muschel-schill,Glimmerschüppchen).DieErmittlungderquantitati-venAnteilederkristallinenPhasenerfolgtedurchdiePeak-höhenanalysenachdemVerfahrenmitNickelals internemStandardbeidreiAufnahmenjeProbemiteinemrelativenMessfehlervon≤5 %.DieBestimmungallernachweisbarenkristallinenPhasenerfolgteanhandvonEichkurvenbeiei-nerNachweisgrenzevonca.1 %.DieAnteileanamorpherPhasekönnendabeinurindirektalsRestzu100 %kristalli-nerPhaseabgeleitetwerden.

FürdieBestimmungderTonmineralesindimLandesla-bor Berlin-Brandenburg (LLBB) in KleinmachnowTextur-präparatevonderTonfraktion< 2 µmangefertigtworden,die im lufttrockenen Zustand nach Behandlung mit Ethy-lenglykol (zum Nachweis quellfähiger Tonminerale) undnachTemperungbei400 °CimWinkelbereichvon3–30°2θgeröntgtwurden.DiedabeierkennbarencharakteristischenLage- und Formveränderungen bestimmterTonmineralba-sisreflexeermöglichengenaueAussagenüberdiequalitativeund quantitative Zusammensetzung derTonminerale bzw.beiTonmineralen mitWechsellagerungsstrukturen (mixed-layer-Minerale oder kurz ml-Minerale) zu Art, Anteil undOrdnungsgrad der vorhandenen Tonmineralschichten. DieBestimmungderml-MineraleundderSmektitschichtantei-leindenml-MineralenerfolgteanhanddervonReynolds(1984)berechnetenModelldiffraktogramme.

Ergänzend wurden mittels Röntgenfluoreszensanalyse (RFA)dieHaupt-undeineReihevonSpurenelementenbe-stimmt.

Für die Pollenanalysen erfolgte die Aufbereitung derProben aus dem Hauptprofil A im Pollenlabor des LLBB.AlleProbenwurdenmitHCl,KOHundnurz.T.HFsowiemitdemAcetolyse-VerfahrennachErdtmanbehandelt.Au-ßerdemwurdendieProbenunterVerwendungeines6µm-Siebes geschallt, um störende minerogene Feinpartikel zuentfernen.

Bei der palynologischen Bearbeitung kamen ausnahms-losFlüssigpräparate(Suspension)zurAnwendung.BasisderstatistischenAuswertungderjeProbeermitteltenZählwer-teistdieGrundsumme,diesichausderSummederBaum-(BP) und Nichtbaumpollen (NBP): S (BP+NBP) = 100 %ergibt (i. d. R. ca. 333 bis maximal 400 Pollenkörner).VondieserGrundsummeausgenommenbliebenalleunmittelba-renLokalelemente,wiehöhereWasser-undSumpfpflanzen,FarneundMoosesowieRestevonAlgen,andererMikroor-ganismenundumgelagertepräquartäreSporomorphen.IhreAnteilewurden,wiediedereinzelnenBPundNBPaufdieGrundsummebezogen.DadieAnteilepräquartärerSporo-morphenindenProbenweitunter100 %lagen,wurdeauchhiereinestatistischeAuswertungvorgenommen.AlsZähl-

basis lagdiewieobenbeschriebengebildeteGrundsummeallervermeintlichenquartärenBPundNBPzugrunde.

Die Aufarbeitung der Proben (Schlämmen und Sieben)für die malakologischen Untersuchungenerfolgtehaupt-sächlichimLAGBSachsen-AnhaltinHalle.Dieverwende-tenSiebebesitzeneineMaschenweitevon0,5 mm.

DieMethodikderThermolumineszenz (TL)-Datierungim archäologischen Bereich (insbesondere Keramik) underste Sedimentdatierungen reichen bis in die 1960er Jahrezurück. Eine breite Entwicklung von Lumineszenzmetho-denfürSedimenteerfolgteerstspäter,unddieTL-Methodewarbis indie1990er Jahre fürderenAltersbestimmungenamweitestenverbreitet.ErsteDatierungenanSedimentenvon Neumark-Nord aus dieser Zeit basieren auf diesemVerfahren.TL-Datierungen an Sedimenten waren aber oftfehlerhaft, u. a. wegen der relativ langen Lichtexposition,die für die Einstellung eines TL-Nullpunktes erforderlichist. Die vergangenen zwei Jahrzehnte sind durch die Ent-wicklung von Methoden der Optisch Stimulierten Lumi-neszenz (OSL) gekennzeichnet.OSL-Alter stützen sichaufsehr lichtempfindliche Lumineszenzsignale, die vom Zeit-punkt der letzten Lichtexposition von Quarz- oder Feld-spat-Sedimentpartikeln bis zur Probennahme aufgebautworden sind. Sehr präzise und zuverlässige Alter für dieletzten ca. 100 ka, also von jungpleistozänen Sedimenten,sindvor allemdurch spezielleQuarz-OSL-Datierungstech-nikenimneuenJahrtausendmöglichgeworden.Mittelpleis-tozäne Sedimente können jedoch mit dieserOSL-MethodeundauchmitIRSL(InfrarotStimulierteLumineszenz–ei-ne spezielleMethode aufderBasis vonFeldspäten) bishernur unter bestimmten, selten erfüllten Bedingungen undnur ungenau datiert werden (Preusser et al. 2008). Ver-besserungen in diesem Zeitbereich ermöglicht erst die imletzten Jahrzehnt entwickelte Infrarot-Radiofluoreszenz-datierung(Trautmannetal.1999).FürweitereInformati-onen zur Lumineszenzdatierung allgemein und zu den imFolgenden beschriebenen Methoden und Problemen wirdaufPreusseretal.(2008)undWintle(2008)verwiesen.

EinedetaillierteDarstellungdergesamtenneueren,auchin Neumark-Nord angewandten Datierungsanalytik findetsichinDegering&Krbetschek(2007a).Notwendigemess-technischeAngabenkönnenhiernurinKurzformdargestelltwerden:Probennahme:Einschlagen (wasser-und) lichtdichterPlas-tik-Stechzylinderinfrischaufgeschlossene,möglichsthomo-geneSedimentschicht.ProbefürRadionuklidanalyseausun-mittelbarerUmgebung.Probenaufbereitung: lichtexponiertes Material der Front-undRückseitefürWassergehaltsbestimmung;Siebung(ver-schiedeneKornfraktionen> 63 µm),EnfernungvonOrganik(H2O2) und Karbonaten (verdünnte HCl); Extraktion vonQuarzundKalifeldspatüberFlotationundDichtetrennung;HF-Ätzung(Alpha-Saum);abschließendeSiebung.Wassergehalt: Natürliche Feuchte undWassersättigungsge-halt.DieProzedurderSättigungsgehaltsbestimmungliefertnur einen Anhaltswert, der den wahrenWert i. A. etwasüberschätzt, da die natürliche Packungsdichte dabei nichterreichtwird.VorallembeistärkerbindigemMaterialsinddeshalbKorrekturennotwendig.FürdieProbenkonntebisaufNMN9undNMN10(geringeTeufe)vordemTagebau-aufschlussLagerung imGrundwasserbereichangenommen


werden. Wegen des Wasserhaltevermögens bindiger Sedi-menteistfürdieAltersberechnungjedochehereinWasser-gehaltrepräsentativ,dernäherinRichtungdernatürlichenFeuchtealsdemLabor-SättigungswertmiteingeschränkterAussageliegt.FürDatierungenanKalifeldspat(IR-RF,IRSL)sind wegen des hohen Anteils der internen Dosisleistung(40K,87Rb)Wassergehaltsschwankungenwenigkritisch.Radionuklidgehaltsbestimmung: Hochauflösende low-levelHP-GeGammaspektrometrie,Analyseauf radioaktiveUn-gleichgewichteinder238U-Reihe(außerN3).Paläodosisbestimmung:1)Infrarot-Radiofluoreszenz(IR-RF):Kalifeldspat100–160µm;

Einzelpräparat (single-aliqout)-Messungen (5/6 mm, ca.1–2 mg,Folie-Monolayer);IRSARMessprotokoll(Erfurt&Krbetschek2003).

2) Optisch Stimulierte Lumineszenz (OSL): Quarz (90–160oder 160–200µm) feldspatfreie (IRSL-Test)Einzelpräpa-rat (single-aliquot)-Messungen (4 mmDurchmesser, aufAl-Tellerchen,Silikon);RisoeDA-15 (480 nmLED,90 %Leistung, 7 mmU340 Detektionsfilter); SAR-Messproto-koll(Murray&Wintle2000).

3) Infrarot Optisch Stimulierte Lumineszenz (IRSL): Kali-feldspat (100–160µm),volumennormiertePräparate (ca.4 mg), MAAD-Protokoll (Wintle 1997) (natürliche und6additiveß-Dosen),thermischeBehandlung140°C,48h;Risoe DA-12 (880 m LED, 8 mW, Detektion (410 nm):BG39+GG400+BG3);ProbeNeu1:0.5 sshort-shine;N3: 500 s shine-down, „late-light“ Subtraktion 400–500 s;fading-Test(> 3MonatebeiRaumtemperatur).

KaliumgehaltKalifeldspat:12,5±0,5 %;nachHuntley&Ba-ril(1997):95 %Konfidenzintervall11,5–13,5 %;sowielang-jährigenlaborinternenKontrollmessungen(nachDütsch&Krbetschek1997)derProbenaufbereitung.Alters- und Fehlerberechnung: Software AGE (Neu 1,N3)(Grün1992);alleanderenmitSoftwareADELE(Kulig2005).PrinzipienderFehlerberechnung:Aitken(1985);Feh-lerangaben:1-sigma.

DieAminosäuren-Geochronologie (folgendauchAAR–AminoAcidRacemization)basiertaufdemMaßderRaze-misierungvonAminosäuren,dieindenKalkgehäusenvonfossilen Gastropoden erhalten sind. Lebende OrganismenproduzierenAminosäuren inderL-Form.Nach ihremAb-lebensetzteinTransformationsprozess(Razemisierung)ein,beiderdieL-Form indieD-Formumgewandeltwird.DieGeschwindigkeitderUmwandlungvonL-zuD-Aminosäu-renistvorrangingeineFunktionderabdemAblagerungs-zeitraumvorherrschendenTemperaturentwicklungundderZeit, die seit demAblebendesOrganismusverstrichen ist(Probenalter).

DiedasAusmaßderRazemisierungstarkbeeinflussendeTemperaturentwicklung repräsentiert das kinetische MittelallerTemperaturendieeineProbeseitihrerAblagerunger-fahrenhat(effektivediagenetischeTemperatur).DadieseaufquartärenZeitskalenstattfindendenTemperaturhistorienimseltensten Fall bekannt sind bzw. keinesfalls mit einer fürgeochronologischeMethodenadäquatenPräzision rekonst-ruierbarsind,hatessichzunehmenddurchgesetzt,AARalseinerelativeDatierungsmethodeanzuwenden,beiderkeineKenntnisüberdiePaläo-Temperaturentwicklungnotwendigist(Wehmiller&Miller,2000).

DieAnnahmehierbeiist,dassProbenauseinembegrenztengeographischenRaumundeinerHöhenzonemitvergleich-barenheutigenmittleren Jahrestemperaturen (z.B.Mittel-deutschland mit Ausnahme der Mittelgebirgshochlagen),auch eine vergleichbare oder ähnliche Temperaturhistorieseit der Ablagerung erfahren haben (mittlere Jahrestem-peratur,MAT+/- 1°C,TemperaturamplitudeanderBepro-bungslokalität ≤ 6°C). Unter dieserVorrausetzung könnenUnterschiede imD/L-VerhältnisvonProbenauseinergeo-graphischen Region exklusiv als ein Maß für das relativeAlter der Probe interpretiert werden – Proben mit ähnli-chen D/L-Werten haben das gleiche geochronologischeAlter, Proben mit höheren D/L-Werten sind älter, ProbenmitniedrigerenD/L-Verhältnissenentstammeneinem jün-geren Ablagerungszeitraum. Sofern für eine oder mehrereAufschlüsse in dieser Region eine unabhängige Alterskon-trolle (radiometrisch, biostratigraphisch, stratigraphisch)vorliegt,könnendieD/L-WertealseinhöchstverlässlichesWerkzeug zum Überprüfen bestehender geochronologi-scher Korrelationen und zum Etablieren regional-geochro-nologischer Netzwerke verwendet werden (Wehmiller &Miller2000).FürdieseAnwendungderAARals relative,stratigraphische Datierungsmethode hat sich in der eng-lischsprachigen Literatur der Begriff „aminostratigraphy“durchgesetzt (im Kontrast zu „aminochronology“), so dassim Folgenden auch der Begriff Aminosäuren-Stratigraphiebenutztwird.

Neben den Faktoren Temperatur und Zeit, wird dasAusmaß der Razemisierung, wenn auch untergeordnet,durch die Taxonometrie der Gastropoden und, insbeson-dere bei stark basischen Umweltbedingungen, durch denpH-Wert des Ablagerungsmilieus bestimmt. Proben ausstark basischen Umweltmilieus (pH > 9) werden dahernicht für Analysen zur Aminosäuren-Stratigraphie her-angezogen. Um den Einfluss taxonomischer Faktoren aufdieRazemisierungauszuschließen,konzentrierensichami-nostratigraphische Untersuchungen taxonomisch auf Pro-benabfolgeneiner einzelnenGattungbzw. sogarArt (z.B.Gyraulus laevis), deren fossile Kalkgehäuse abundant inmöglichst vielen stratigraphischen Horizonten bzw. in zuvergleichenden geologischen Profilen vorkommen. Unterder Voraussetzung, dass eine solche monogenerische Pro-benabfolge eine ähnliche Temperaturentwicklung seit derAblagerung erfahren hat, ist dasVerhältnis von D- zu L-Aminosäuren(D/Lratio)einMaßzurBestimmungdesre-lativenAltersdesbeprobtenMaterials(vgl.oben).

Abschließend bleibt zu bemerken, dass bei aminostrati-graphischen Untersuchungen generell versucht wird, Be-probungshorizonte auszuwählen, die durch einheitlicheSedimentationsmilieus geprägt sind und keine zusätzlicheTemperaturhistorie durch den Einfluss starker täglicheroder saisonaler Temperaturschwankungen (im Laufe derPaläo-Temperaturentwicklung) bzw. durch wechselndeUmweltbedingungen erfahren haben. Ein ideales Systemstellen z. B. mächtige Löss-Paläobodensequenzen dar, beidenen sich die aminostratigraphische Beprobung auf diekaltzeitlich abgelagerten Lösse beschränkt. WarmzeitlicheSedimentabfolgen sind oft durch geringere Sedimentati-onsraten, Sedimentationsunterbrechungen oder, wie beimPaläoseebecken NN2, durch Seespiegeländerungen inklu-sive Verlandungstendenzen geprägt. Solche wechselnden


Paläoumweltbedingungen können eine zusätzlicheTempe-raturhistorie induzieren, die das AAR-Signal beeinflussenkann.DieerfolgreicheAnwendungderAminosäuren-Stra-tigraphie wird dadurch nicht ausgeschlossen, es ist abermit breiteren Fehlerwerten zu rechnen. Eine detaillierteBeschreibung aminogeochronologischer VoraussetzungenundAnwendungenlegtenWehmiller&Miller(2000)vor.

InNeumark-NordwurdenfürgeochronologischeUnter-suchungen mittels AAR Kalkschalen fossiler GastropodenderArtenAnisus leucostoma und Gyraulus laevis genutzt.NacheinerintensivenReinigungundAufbereitungdesPro-benmaterials erfolgten die Messungen unter Verwendungeines Hochdruckflüssigchromatographen (revers phased-HPLC)imAminoAcidGeochronologyLaboranderBentleyUniversität (Massachusetts, USA) nach der von Kaufman&Manley(1998)beschriebenenMethodik.FüralleProbenwurdestandardmäßigeineAuswahlvonAminosäurenge-messenundanalysiert–D/L-Asparaginsäure,Glutaminsäu-re,Phenylalanin,ValinundalloIsoleucin/Isoleucin–wobeisichdiehiervorgestelltenErgebnisseaufD/L-Glutaminsäu-rekonzentrieren,dadieseAminosäurekonsistentErgebnissemiteinerhohenAuflösungundReproduzierbarkeit lieferteundsichbesondersfürrelativeAltersbestimmungenanaltenProben(Glazial-Interglazial-Skala)eignet(vgl.Kaufman&Manley1998).

Während aminostratigraphische Untersuchungen er-folgreich an Lösssequenzen in Nordamerika und Europaangewandt wurden (Oches & McCoy 1995, 2001, Ocheset al. 1996, 2000) und wesentlich zur geochronologischenValidierung zentralasiatischer Lössablagerungen beitrugen(Machalett et al. 2008, Machalett 2010), werden hiererstmals Ergebnisse aminostratigraphischer Arbeiten anquartärenAblagerungenMitteldeutschlandspräsentiert.

4 Geologie und Paläontologie des beckens nn2

4.1 Lagerungsverhältnisse (i. rappsilber & s. wansa)

Geoelektrische Messungen flankiert von Rammkernson-dierungenhabengezeigt,dasssichdasBeckenNN2 inderRandsenke eines bogenförmig verlaufenden Kohlediapirsentwickelt hat (Rappsilber 2004b). Der Diapir begrenztdieRandsenkebzw.dasBeckenimNWundW.SeineFlan-ke (Kohleoberfläche) fällt mit ca. 40° zum Becken hin ein(Abb. 2 und 3). Im S und SE ist ebenfalls ein Anstieg derKohleoberfläche zu verzeichnen, der im unterenTeil sogarNeigungswinkelvonca.50°erreichenkann,nachobenaberrasch flacher wird. Nach dem geoelektrisch ermitteltenIsolinienplan (Abb. 2) fällt die Basis der Beckensedimen-te (bzw. die Geschiebemergeloberfläche) im NW und Wmit ca. 25–30° ein. Hingegen ist im unteren Abschnitt derS-Flanke örtlich mit Neigungswinkeln bis 40° zu rechnen,diezumBeckenrandhinstarkabnehmen(Abb.3).DasBe-ckenistsomitasymmetrischausgebildet,wobeidiegrößtenMächtigkeiten(bisca.16m)ineinemSW–NEorientiertenBereich nahe dem Diapir erreicht werden. Südlich davonist die Beckenfüllung meist weniger als 5 m mächtig undkeiltflachaus.WährenddieSaale-Grundmoränesowiediegeoelektrisch dokumentierten unterlagernden Sande undKiese (tertiäre Quarzschotter nach freundl. mündl. Mitt.von M. Thomae) das Relief der Kohleoberfläche im We-

sentlichen nur nachzeichnen, hat die limnische Sedimen-tationeineweitgehendeNivellierungdesBeckensbewirkt.

Die Isolinienführung der Unterkante der Beckensedi-menteinAbb.2wurdegegenüberderDarstellungbeiTho-mae & Rappsilber (2010) leicht verändert. Einzelne geo-elektrische Messungen nordöstlich der eingetragenen Pro-fillinie waren durch die Ringleitung des Tagebaus gestörtund ergaben kein eindeutiges Schichtmodell. InzwischensindaberindiesemBereichzusätzlichdieProfileAundDberücksichtigtworden.

ImSWwirdderBeckenrandvonderflachenBöschungdesTagebaurestloches Neumark-Nord gekappt, im NE endet dieVerbreitungabruptaneineraltenTagebaukante.ZudemhateinGrabenaufschlussgezeigt,dassdieBeckensedimente imNdis-kordantvonFließerdeabgeschnittenwerden(4.5).DieerhalteneFlächevonNN2umfasstsomitnochreichlich1 ha(Abb.2).

4.2 Liegendschichten am beckenrand, Profil d (s. wansa)

DasLiegendederlimnischenSedimentebildeteineca.5 mmächtige Grundmoräne (Rappsilber 2004b), die in einemGrabenaufschluss am Beckenrand unmittelbar an der hiermitca.25°einfallendenFlankedesKohlediapirsdokumen-tiertwerdenkonnte(Abb.2und5).DieGrenzflächezumLie-gendenbildeteinedünneKieslageinsandiger,z.T.schluffi-gerMatrix.Mehrals90 %derGeröllesindgerundeteQuarze.DanebenkommenQuarzite,PorphyreundFeuersteinevor.DieGrundmoräneistinfolgedesDiapirismusschräggestelltund besteht aus einem heterogen aufgebauten Geschiebe-mergelmitnahezugestreckterKornsummenkurve(geschie-bereiches Sand-Schluff-Gemisch mit knapp 20 %Ton). DermeistklüftigeDiamiktist imunterenTeilmassigausgebil-detunddunkelgraugefärbt.LinsenvonSandoderkiesigemSand treten vornehmlich im oberen, graubraunen Bereichauf;sielassendiegleicheVerstellungwiedergesamteMo-ränenkörper erkennen. Außerdem waren einzelne adäquatorientierte,z.T.mitSandgefüllteScherfugenzubeobachten.DieKalkgehaltederMatrixbetragen6 %imunterenund9 %imoberenTeil(vgl.Abb.5:Pr.G1undG2).

DasAlterderGrundmoräneergibt sichsowohl ausderimUmfelddokumentiertenÜberlagerungderholstein-bisfrühsaalezeitlichen Körbisdorfer Schotter als auch aus derGeschiebezusammensetzung (Abb. 5). Die relativ geringenQuarzgehalte,dieüberwiegendeckigenbiskantengerunde-tenPorphyresowiehoheAnteilevonabgerolltenundver-witterten Geschieben in der Feuerstein-Gruppe kennzeich-nendieMoräne als saalezeitlich (vgl.Ruske 1961, Schulz1962, Wansa & Radzinski 2004). Die GeschiebegruppenQuarz,PorphyrundSandstein/Quarzitspiegelnvorwiegenddie Aufnahme von Lokalmaterial in den Gletscher wider.DiePorphyrelassensichzumgrößtenTeildemHalleschenVulkanitkomplexzuordnen,einzelnestammenausdemThü-ringerWaldundwurdenausSaale-bzw.Unstrut-Schotternaufgenommen.DieKalkstein-Gruppewirdstarkvonnordi-schem, paläozoischem Kalkstein dominiert, wobei die Un-terscheidungvoneinheimischemMuschelkalknicht immerganz eindeutig ist. Für die Einordnung der GrundmoräneinnerhalbdesDrenthe-StadiumsdesSaale-Komplexes sindvorallemdieAnteileanNordischemKristallinundQuarzausschlaggebend. Danach handelt es sich hier um die Ers-teSaale-Grundmoräne(Zeitz-Phase),diesichgegenüberder


Zweiten Saale-Grundmoräne (Leipzig-Phase) durch meisthöhereQuarz-WertebeigeringerenKristallin-Anteilenaus-zeichnet(vgl.Eissmann1975).AuchdiedeutlichePorphyr-Komponente stützt die Zuordnung zum ersten Saale-Eis-vorstoß(vgl.Ruske1961).AmRandeseierwähnt,dasseinevonderBasisdesBeckensNN1entnommeneGeschiebemer-gelprobeannähernddiegleicheGeschiebezusammensetzungaufweistwiedieProbenG1undG2(Abb.5).DamitwirddiebereitsvonThomae(1990)vorgenommeneStratifizierungderGrundmoräneimLiegendendesBeckensNN1alsErsteSaale-Grundmoräneuntermauert.Nachderaktuellenlithostratigra-phischen Definition gehört sie zur Zeitz-Glaziär-Formation(Wansa2008).

Im Aufschluss wird die Grundmoräne von max. 30 cmdeformiertem Bänderton überlagert (Unterer Bruckdorfer-BändertonnachJunge1998),derdichtüberderGrabensohlebis auf 1–2 cm bzw. 5 dünneWarven reduziert ist.Wahr-scheinlichstehtdieFältelungundpartielleErosiondesBän-dertons mit dem Zweiten Saale-Eisvorstoß inVerbindung,dochistdieshiernichtbelegbar,daunmittelbarimHangen-dendielimnischeSedimentfolgedesBeckensNN2beginnt.DerBändertonwirdvondunkelbraungrauemstarkschluffi-gem,sandigemTonüberlagert(Pr.74),derzumHangendeningraubraunenschluffig-sandigenTon (Pr.66und75)undhellgraubraunenschwachtonigenbistonigenSchluff(Pr.65und 76) übergeht, welcher aufgrund des auffälligen Grob-schluffmaximums von > 50 % schwemmlössartig erscheint(Abb.5).DieKalkgehaltederSeetoneund-schluffe2betragen6–11 %,dieHumusgehalteerreichennurknapp1 %.

Wenige Meter östlich des Aufschlussgrabens befandsich in feinsandigem Grobschluff (im Hangenden der be-schriebenen Beckensedimente) der archäologische Haupt-fundhorizontNN2/2 (Laurat et al. 2006), derhierGegen-stand malakologischer (5.3) und aminostratigraphischer(6.2)Untersuchungenwar.

2DiesepetrogenetischenBezeichnungengeltenlautGeologischerKartier-anleitung(Ad-hoc-ArbeitsgruppeGeologie)fürklastischenichtglaziäreSee-ablagerungen.

4.3. beckenzentrum, Hauptprofil A

4.3.1 Lithologie (s. wansa)

DieErsteSaale-Grundmoräneist indenunteren1,6 mderRammkernsondierung zwischen90,4–88,8m NN(Abb.6)erreichtworden.SiebestehthierauseinemolivgrauenGe-schiebemergelmiteiner20 cmmächtigenbräunlich-grauenToneinlagerung.DieKorngrößenzusammensetzungdesGe-schiebemergelsentsprichtweitgehendderimAufschlussgra-benamKohlediapir(4.2),weistabernurmax.10 %Tonauf(Pr.US12undUS13,Abb.6).MitdeutlicherGrenzesetztüberderGrundmoränedielimnischeSchichtenfolgeein.SiebeginntmiteinembraungrauenSediment,daszufastglei-chenTeilen ausTon, SchluffundSandbesteht (Pr.US 11).ZumHangendensteigtzunächstderSandgehaltaufKostendesSchluffanteilsauf fast40 %an(Pr.US10),unddanachisteindeutlicherWechselzueinembraungrauenbisgrau-braunen Grobschluff- und Feinsand-dominierten Kornge-mischmitsehrgeringemTongehaltfestzustellen(Pr.US9).SomitzeichnensichzuBeginnderlimnischenSedimentati-on tendenziell ähnlicheEntwicklungenderKorngrößenzu-sammensetzungimZentrumundamRanddesBeckensab(vgl.4.2).ZumHangendenverschiebtsichdasMaximuminden Mittel- bis Grobschluff-Bereich (Pr. US 1, US 3, US 4,US6–8).Die(Fein-)SandanteiledesSeeschluffsliegenmeistunter 20 %, dieTongehalte variieren zwischen 5 und 28 %(Pr.US1–4).VereinzelttretenstarksandigeSchlufflagenauf(Pr.US2,US5).

Das Schurfprofil des Tagesaufschlusses umfasst eineknapp7 mmächtigeSedimentfolgezwischen101,4und94,5m NN(Abb.4,6und7).DerbasaleTeilwurdedurcheineAusschachtung auf der Sohle des Schurfprofiles freigelegt.Damit wurde eine Überlappung mit dem oberen Teil desProfils aus der Rammkernsondierung um insgesamt 3,3 mermöglicht(97,8–94,5m NN).

DasProfilbeginnt imLiegendenmitmehroderminderdeutlich laminiertem tonigembis schwachtonigemSchluff

0 5 10 15 m

G1: 18,6 NK, 17,9 PK, 3,4 F, 12,4 S, 28,2 Q, 12,0 Po, 1,4 D

G2: 20,5 NK, 26,3 PK, 7,8 F, 10,2 S, 17,7 Q, 13,3 Po, 0,7 D

mNN

100

99

ESE WNW

74

Ton / Schluff Bänderton Geschiebe-mergel

AuffüllungBraunkohleSand / Kies Scherfuge Probe

74

75

76

65

66

Farbgrenze

Igraubraun

idunkelgrau

Saale-Komplex Eozän

Grabensohle

Abb. 5: Profil D, Aufnahme Juni 2004. Geschiebezusammensetzung in Korn-% (Fraktion 4–10 mm): NK – nordisches Kristallin, PK – paläozoischer Kalk-stein, F – Feuerstein, S – Sandstein, Quarzit, Q – Quarz, Po - einheimischer Porphyr, D – Dolomit.

Fig. 5: Profile D, documentation June 2004. Gravel assemblages of the till (grain-size range 4–10 mm, grain-%): NK – nordic crystalline, PK – paleozoic limestone, F – flint stone, S – sandstone, quartzite, Q – quartz, Po – local porphyry, D – dolomite.


Org

anisch

eSub

stan

z

Hum

us

Hum

us

Polle

nzon

en

nach

ERD

(197

3)

CaC

O 3

CaC

O 3

CaC

O 3

US

0

0

0

9

87

6

5

5/(4)

4/(3)

4

2

C1

A

Saale

-Ple

ni-

bis

Saale

-Sp

ätg

lazia

lE

em

-In

terg

lazia

l

22

50 %

30 %

50 %

WF

WF

Hauptprofil A Profil B1

Bohrung

Proben aus Bohrung


WF Weichsel-Frühglazial

Aufschluss

Teilprofile (=Profilschienen)

Archäologische Fundschichten

NN

2/1

cN

N2/2

102,0

102,8

101,0

100,0

99,0

98,0

97,0

96,0

95,0

94,0

93,0

92,0

91,0

90,0

89,0

1a

6

mm NN

8

10

11

12

13

9

7

1

23

4

56

1

65

4

3

2

10

9

8

7

16

15

14

13

12

11

17

1918

21202223

24b25

24a

20

19181716

15

2524

Schluffmudde

Detritusmudde/Algenmudde

Schluff, kalkhaltig

Schluff, tonig

Kalkkonkretionen

Geschiebemergel

Pflanzenreste

Gips

Vivianit

Schluff, tonig, kalkhaltig

Schluff, feinsandig, tonig

Schluff, feinsandig bis grobsandig

Sand, schwach kiesig

Kies, sandig

Kalkmudde

Sandlagen, -schlieren

Fließtexturen

Wurzelröhren

Mollusken

NN

4N

N2/0

NMN 16-2

NMN 9

122 13 ka

121 11? ka

88 8 kaNMN 10

NMN 9 Lumineszenz-Datierungsprobe

Abb. 6: Profile A und B1, Lithologie und Analysenergebnisse (Kalk- und Humusgehalt).

Fig. 6: Profiles A and B1, lithology and results of analyses (calcium carbonate, organic matter).


(mitwenigerals5 %Sand),der imfrischenZustandgrau-blau,sonstbraungrauerscheint(Pr.1und2).Vereinzeltwur-denhiertonigeKalkkonkretionenbeobachtet(Tab.1:Pr.Neu2a).ZumHangendentrittderblaueFarbtonbisaufeinzelneLagenzurückunddieSchichtungwirddurchhelleFeinsand-laminendeutlicher(Pr.3).Darüberfolgteinrechtheteroge-nerProfilabschnitt,derdurchdieProben4–9 repräsentiertwird.UmdielithologischeBandbreitederanderProfilwandaufgeschlossenenSedimentezuerfassen,sinddieProben4–6bis 1,5 m lateral versetzt entnommen worden. Probe 4 re-

präsentiertdunkelbraungrauenschwachtonigenSchluffmitolivgrauen Schlieren, Probe 5 weißgrauen schwach sandi-gen Grobschluff mit dunkleren, feinkörnigeren Lagen. Diedunklen,braungrauenbisgraubraunenSeeschluffemitTon-gehaltenum10 %derProben6–9sinddurchhellereGrob-schluff-undFeinsandlagenund-linsengeschichtet.DenBe-reichvonProbe6charakterisierteinedeutlichausgeprägteFeinschichtung.DarüberwirddieSchichtungzunächstetwasgröber,wobeidiehellerenLagenzurücktreten(Pr.7und8),undnachfolgendundeutlicher(Pr.9).DergesamteProfilab-schnittderProben5–9(ca.95,8–97,2m NN)weistmarkanteSchichtdeformationen auf (Abb. 8), die als synsedimentäreFließgefüge interpretiert werden können. Im höherenTeilwareneinzelnediapirartigeVerwürgungenzubeobachten.

Im lateralen Abstand von wenigstens einigen Dezime-tern sind bis in den Bereich der Proben 9 und 10 (verein-zelt auch noch höher) Abschiebungen mitVersatzbeträgenvon meist nur wenigen Zentimetern festgestellt worden.Als Ursache für die Zerrungsstrukturen kommt vor allemeine differenzierte Setzung durch Kompaktion im unterenTeilderBeckenfüllung inBetracht.Vereinzelt tretenkleinekeilförmige Rissbildungen auf, die aber nicht die für Eis-keile typische keilwandparallele Füllung aufweisen. Auchandere, auf Permafrost hindeutende Schichtdeformationen–wievonLauratetal.(2007)beschrieben–wurdennichtnachgewiesenundsindnachdenpaläontologischenBefun-den (4.3.3 und 4.3.4, Abb. 6) auch nicht zu erwarten. DerProfilabschnitt der Proben 5–9 entspricht dem archäologi-schenFundhorizont2/2nachLaurat&Brühl (2006)undLauratetal.(2006)3.

Mit Probe 10 beginnt ein weitgehend ungestörter unddeutlich feinkörnigerer Profilabschnitt. Die überwiegendgraubraunen Schluffe (Proben 10–15) weisen Tonanteilevon 18 % bis 38 % auf, die bis Probe 14 stetig zunehmen.Die Sandgehalte liegen meist unter 5 %. Zum Hangendenerscheint der Seeschluff überwiegend massig, nur einzel-ne kleine Feinsandlinsen und -schlieren deuten auf eineschwache Schichtung hin. Eisenoxidausfällungen im Be-reich von Probe 12 wurden von Laurat et al. (2007) auf-grund des Polygonalgefüges als Nassbodenbildung inter-pretiert. Unmittelbar darüber treten horizontbeständighelle schluffige Feinsandlinsen mit einzelnen Kiesen auf,die zusammen mit dem auflagernden Schluff (Pr. 13) denarchäologischen Fundhorizont NN2/1c bilden (Abb. 6,Laurat&Brühl2006,Lauratetal.2007).ImNiveauderProben11und12wurdenbisca.5 cmgroßeKalkkonkreti-onenregistriert (Tab.1:Pr.Neu6a).AufwärtsabdemBe-reich von Probe 14 kommen vereinzelt Gipsausblühungenvor.

Beica.99,5m NNfolgtimHangendengraubrauner,teilsolivgrauer toniger Schluff, der durch starke Gipsausblü-hungen mit Kristallbildung sowie durch Eisenoxidfällun-gen (z.T. aufTrennflächen und an fossilenWurzelröhren)gekennzeichnetist(Pr.16). ImoberenAbschnitt(Pr.17) isterdurchgehendoxidiert.

DarüberschließteinbereitsvisuelldurchstarkeFarbun-terschiedeauffälliggegliederterAbschnittmitzweidunklen,organisch geprägten Straten und einer hellen Kalkmudde-

3DiearchäologischenFundhorizonte2/0und2/2sowiederFundkomplex2/1 im Sinne von Laurat & Brühl (2006) entsprechen den ebenso be-zeichnetenProfilabschnitteninManiaetal.(2008)nurteilweise.

Abb. 7: Hauptprofil A im Becken NN2 (Foto: S. Wansa, 28.3.2007).

Fig. 7: Main profile A of basin NN2 (photo: S. Wansa, 28 March 2007).

Abb. 8: Schichtdeformationen bei ca. 95,8 bis 96,8 m NN nahe am Haupt-profil A (Foto: S. Wansa, 20.12.2006).

Fig. 8: Deformed bedding between about 95,8 and 96,8 m a.s.l. near main profile A (photo: S. Wansa, 20 December 2006).


schichtan (Abb.9,Pr. 18–20).Deruntere, 15 cmmächtigedunkelbraungrauebisbraunschwarzeBereich(Pr.18)bestehtzum größeren Teil aus Schluffmudde, die im basalen TeilnocheinzelneGipsausblühungenaufweist.ZumHangendensindzunehmendPflanzenresteenthalten,diedenÜbergangzu ca. 5 cm Detritusmudde4 einleiten. Stellenweise wur-den hier Vivianit-Ausfällungen beobachtet. Nach einergeringmächtigen dunkelgrauen Schluffmuddeschicht fol-gen4–5 cmKalkmudde(Pr.19),dieaufgrundihrerhell-bisweißgrauen Farbe im Gelände als Seekreide angesprochenwurde. Sie ist voller Molluskenschalen und enthält auchPflanzenreste.Dennur2 cmmächtigenoberenorganischenBereich(Pr.20)bildetdunkelbraungraueAlgenmudde.

Dieauffällige„Schwarz-Weiß-Schwarz“-Sequenzzeigtei-neleichtwelligeLagerungundfälltsehrflachnachSbisSEein (Abb.7 inHöheStandplatzderoberenPerson). Imca.10 msüdlichvomHauptprofilAgelegenenProfilBbefindetsichdieAbfolgejedochbereitswiederineinemetwashöhe-renNiveaualsimHauptprofilA(Abb.6).DieMächtigkeitenunddielithologischeAusbildungdereinzelnenSchichtglie-derdifferierenzwischenbeidenProfilennurgeringfügig.

ÜberdenfarblichsomarkantenSchichtenlagertbraun-grauer stark tonigerSchluff (Pr. 21und22),deraufgrundeinerVielzahl von Molluskenresten im Gelände als Kalk-muddeangesprochenwurde.Ergeht inoxidierten,ocker-braunen tonig-sandigenSchluffüber (Pr.23und24a),derebenfallsnochzahlreicheSchalenresteaufweist.ZumHang-enden tretenzunehmendsandigereAbschnitteauf, insbe-sondereverbraunte,olivgrauebisbraunolive,starkschluffi-geSandemitgröberenSandschlieren (Pr. 24bund25).Eshandelt sich hier um denVerzahnungsbereich von limni-schen Bildungen mit schwemmlössartiger Fließerde, derdenoberenAbschlussderBeckenfüllung (unddesHaupt-profilsA)bildet.

NachdenAnalysenergebnissenbeträgtderKalkgehaltder Grundmoräne 5–6 %. Eine Kalkreduzierung im Han-gendbereich des Geschiebemergels ist demnach, wie auchinProfilD,nichtfestzustellen.DiemeistenanderenProbenausderRammkernsondierungenthalten5–9 %Kalk,nurindenPr.US1undUS6werdenmit12,9 %bzw.11,7 %hö-hereWerte(Abb.6)erreicht.ImunterenundmittlerenTeildesSchurfprofils(Pr.1–15)liegendieWerterechtstabilbei10–12 %. Mit den einsetzenden Gipsausfällungen und derOxidationgehteinestarkeKalkreduzierungbishinzurvöl-ligenEntkalkungeinher(Pr.16und17),auchdieProbe18ausderSchluffmudde/Detritusmudde istkalkfrei.DarübernehmendieKalkgehaltedeutlichzu,dochnichtindemMa-ße,wiedieFeldanspracheannehmenließ.Probe19umfasstneben Kalkmudde vermutlich auch Material aus der dün-nenSchluffmuddeschicht,diedirektdarunterlagert,worausderrelativgeringeKalkgehalt(5,3 %)resultierendürfte.DieAnalyseder2003inProfilB1ausderKalkmuddeentnom-menen Probe B1/17 ergab 44 % CaCO3. Die Algenmudde(Pr.20)führt10 %Kalk,undinderhangenden,starkMol-luskenschalenführendenKalkmudde(Pr.21und22)wurden16–18 %ermittelt,wassichmitderAnalyseausdemglei-chenHorizontinProfilB1deckt.ImoberstenProfilbereich(Pr. 23–25) sind in Abhängigkeit vom Sandgehalt 8–12 %

4 Die Feldansprache als „Algenmudde“ hat sich bei der Pollenanalysenichtbestätigt,dadiemassenhafteAusbreitungderAlgenerstamoberenEndedieserSchichteinsetzte.

Kalkenthalten.Schließlichseiendiebeidenausverschiede-nenNiveausstammendenschaligentonigenKalkkonkretio-nenerwähnt:Probe2a(ausdemtiefstenTeildesAufschlus-ses)bestehtzu21 %ausCalcit,Probe6aausdemNiveauvon98m NNzu60 %.

DieAnteile an organischer SubstanzsindimAllgemei-nengering(Abb.6).AnMaterialausderRammkernsondie-rungwurdeinderRegelwenigerals2 %festgestellt.EtwashöhereundbereitsbeiderKernanspracheerkannteGehal-teführendieProbenUS7,US10undUS11(3,7–4,5 %).Siesind, auch in Anbetracht der dahingehenden palynologi-schen Ergebnisse (4.3.3.1), wahrscheinlich auf die Umlage-rung kohligen Materials zurückzuführen. Im SchurfprofilliegendieHumusgehaltemeistunter1 %.Wertevon1–2 %sindindenProben4,6,17,21und22ermitteltworden.Le-diglich die Schluffmudde/Detritusmudde-Strate sowie dieAlgenmuddeerreichenHumusgehaltevon11–13 % (Pr.18,Pr.B1/16)und6–9 %(Pr.20,Pr.B1/18),wasfürorganischeMuddenzugeringist(vgl.Ad-hoc-ArbeitsgruppeBoden2005, Hinze et al. 1989, Merkt et al. 1971). Auch die alsKalkmudde bezeichneten Sedimente enthalten zu wenigbzw. kaum nachweisbare organische Substanz und müss-tendaherkorrektals„kalkigerSchluff“bezeichnetwerden.Wirgebenhier jedochderFeldansprachedenVorrang,zu-mal nicht ausgeschlossen werden kann, dass bei der Be-probung der z.T. sehr dünnen Lagen auch Fremdmaterialerfasstwurde.

4.3.2 mineralogie und Geochemie (J. luckert)

Die Ergebnisse der quantitativen Röntgenphasenanalysezeigen, dass in allen (Gesamt-)Proben Quarz, Feldspäte,KarbonateundTonmineraledieHauptkomponentenbilden(Tab. 1). Bei denTonmineralen dominieren Illit und unre-gelmäßige Illit-Smektit-mixed-layer-Minerale mit Smektit-schichtanteilenvon40–55 %,außerdemkommenstetsKao-linit und in geringerer Menge auchChlorit vor.Weiterhinkonnten gelegentlich und meist nur in Spuren Pyrit undAmphibol festgestelltwerden,auchAnteilevonamorphenPhasenwurdenindirektnachgewiesen.

Abb. 9: Helle Kalkmudde zwischen Detritusmudde und Algenmudde im Hauptprofil A (Foto: N. Hermsdorf, 28.3.2007).

Fig. 9: Light calcareous mud between organic muds in main profile A (photo: N. Hermsdorf, 28 march 2007).


DieGehalteanQuarzvariierenaufgrundderüberwiegendschluffigenBeschaffenheitderProbenimAllgemeinenzwi-schen40und55Masse-%,nurindenunterstentonreicherenBasisproben(U21,U19undU17)liegendieQuarzgehalteunter30Masse-%.BetrachtetmandieerstendreiMeterdesProfilsmitdenProbenU21–U10,worelativgroßeSandge-halteauftreten(4.3.1:ProbenUS11–US9),soisteinekon-tinuierliche Quarzzunahme von 27 bis hin zu 55 Masse-%erkennbar. Auch in denTexturpräparaten derTonfraktion< 2 µmwarQuarzingeringerMengestetsnachweisbar.

AnFeldspätenkonntensowohlKalifeldspatalsauchal-bitreicher Plagioklas festgestellt werden; sie treten immerzusammeninannäherndgleichgroßenAnteilenauf.IndentonreicherenProbenU21–U13sindparallelzumQuarzge-halt auch die Gehalte an Feldspäten signifikant niedriger(Tab. 1). In denTexturaufnahmen derTonfraktion < 2 µmwarenbeideFeldspäteebenfallsinSpurenvorhanden.

AnKarbonatenkommensowohlCalcitalsauchDolomitvor,wobeidieGehalteanCalcitdeutlichhöhersind.Rönt-genographisch sind beide anhand ihrer unterschiedlichenBeugungsspektreneindeutigvoneinanderzuunterscheiden.WährenddieGehalte anDolomit bei 1–3Masse-% liegen,variierendieGehalteanCalcitimAllgemeinenzwischen5und10Masse-%.AbgesehenvondenbeidenKarbonatkon-kretionenNeu2abzw.6aunddennichtbeprobtenSeekrei-delagensinderhöhteCalcitgehalteoftaufeineAnreicherungvonMuschelschill(z.B.Pr.Neu12,U1undU2)zurückzu-führen.

Amphibol und Pyritkommen nurvereinzeltundinSpu-renvor.PyritkannalsBeleg fürzeitweisesynsedimentärereduzierendeMilieuverhältnisseangesehenwerden,voraus-gesetzt,eshandeltsichnichtumUmlagerung.Fürreduzier-teBedingungensprechenauchdieweitestgehendfehlendenKleinmuschelnunddiegeringenArten-undIndividuendich-tenbeiSüßwasserschnecken(4.3.4).

IneinigenProbenkonntenauchamorphe Phasen indi-rektalsdefizitärerRestzu100 %kristallinerPhaseabgeleitetwerden.NachmakroskopischerBewertungderSandfraktionistderAnteilanorganischerSubstanz(Corg)dabeinurgeringund liegt nach CNS-Analysen an anderen vergleichbaren(Gesamt-)Probenbei≤1 %.DerüberwiegendeTeilistanor-ganischerNaturundenthältvorallemCa-undFe-Anteile,untergeordnet auch Al, Mg und Si. Um welche amorphenVerbindungenessichindiesenProbenhandelt,lässtsichda-rausallerdingsnichtableiten.

ZudenTonmineralen,dieinallenProbenvorkommen,gehören Illit, Illit-Smektit-Wechsellagerungsminerale, Ka-olinit und Chlorit. Als häufigstes Tonmineral tritt ein Il-lit-Smektit-mixed-layer-Mineral (nachfolgend ml-Mineralgenannt)mitSmektitschichtanteilenvon40–55 %auf.Auf-grund der charakteristischen Veränderungen von Peakla-ge, -formund-intensitäthandeltessichausschließlichumunregelmäßig geordnete ml-Minerale vom Typ R0 nachMoore & Reynolds (1997). Andere Illit-Smektit-ml-Mi-nerale (regelmäßige oder partiell geordnete vom Typ R1undR3)odersogarSmektitekonnteninkeinerProbenach-gewiesen werden. Die Herkunft dieser ml-Minerale ist inNorddeutschlandandieweiteVerbreitungmächtigermari-nerTertiärtone gebunden, in denen sie die tonmineralogi-scheHauptkomponentebilden.Bei jedemInlandeisvorstoßwurdenTeiledieserTertiärtone aufgearbeitetund sindbe-

sonders in den Geschiebemergeln und Bändertonen sowiederenAbtragungsproduktenanzutreffen.

In den untersuchten Proben ist Illit nach den ml-Mine-ralen das zweithäufigste Tonmineral. Da bis auf die bei-denKonkretionen(Pr.Neu2aund6a)vonjederProbedieTonfraktion < 2 µm für die Herstellung vonTexturpräpa-raten gewonnen wurde, konnte eine separate Aushaltungvon Illit und ml-Mineralen vorgenommen werden. In vie-lenProbensindauchSpurenvonMuskovitvorhanden,dermakroskopisch in der abgetrennten Sandfraktion als Hell-glimmerschüppchenzubeobachtenwar.

InallenProbenkommen geringeMengenan KaolinitundeinesChlorit-Minerals(imFolgendenkurzChloritgenannt)vor,nurindenzweiKonkretionen(Pr.Neu2aund6a)liegendie Gehalte unterhalb der röntgenographischen Nachweis-grenze. Die Absolutgehalte von Kaolinit/Chlorit sind mit2–7Masse-%relativniedrig,wobeidieWertevonKaolinitstetshöher sindalsdievonChlorit (Tab. 1).DiehöchstenKaolinitgehaltewurdenimbasalenBereichdesProfilsfest-gestellt,zumHangendenhin ist tendenzielleineAbnahmeerkennbar. Bei dem hier vorkommenden trioktaedrischenChloritmineral dürfte es sichnurumprimärenChlorit alsAbtragungsprodukt einer vorwiegend physikalischen Ver-witterunghandeln.HinweiseaufAnteilevonsekundärem,durch Pedogenese neu gebildetem Bodenchlorit sind nichtvorhanden. Auch weitere typische, durch Pedogenese neugebildeteTonminerale,wie z. B.Chlorit-Vermiculit-mixed-layer-Minerale oder Vermiculit, konnten in keiner Probefestgestellt werden. Allerdings sind die Proben-Intervallezugroß,umentsprechendeBodenbildungenimProfilsicherausschließenzukönnen.

DiemineralogischeundgeochemischeZusammensetzungderProbenist,abgesehenvoneinerZweiteilungimunterenProfilabschnitt, relativ gleichförmig. So weisen die unters-ten1,5–2 mdesProfils (Pr.U21–U15)mit44–56%einendeutlichhöherenGehaltanTonmineralenaufalsdiedarü-berliegendenSchichtenmitnur20–34 %.DiehohenGehalteanTonmineralen, insbesonderevonIllit/Muskovitunddenml-Mineralen,korrelierenmiterhöhtenWertenvonAlumi-nium,RubidiumundVanadium,dasieBestandteilederkris-tallinen Zusammensetzung dieser Dreischichtsilikate sind.WeiterhinistgegenüberdendarüberliegendenSedimentenzubeobachten,dasssowohldieGehalteanKaolinitalsauchdieSmektitschichtanteilederml-MineraleindieserbasalenAbfolgeetwashöhersind.

KorrespondierendmitdenhohenAnteilenderTonfrakti-onundtrotzderebenfallshohenSandkomponentensinddieQuarzgehalteindenunterstenSchichtenderBeckenfüllungbesondersgering.GeochemischzeigtsichdasinniedrigerenSiO2-undZirkonwerten.ParallelzudenniedrigenQuarzge-haltensind indiesenProbenauchdieGehalteanFeldspä-tensignifikantniedrigeralsindennachfolgendenProfilab-schnitten.

4.3.3 Palynologie (J. strahl)

Die palynologischen Untersuchungen dienten in ersterLinie der relativen zeitlichen Einstufung der Sedimentfül-lung des Beckens NN2. DesWeiteren wurde versucht, ei-ne abschließende Klärung der seit ca. 20 Jahren umstrit-tenen stratigraphischen Position der benachbart liegenden


Probe Quarz Kalifeld-spat

Plagio-klas Calcit dolomit Pyrit Amphi-

bol Kaolinit Chlorit illit ml* Amorphe Phase

neu 13 54 5 6 8,5 1 - - 1 0,5 10,5 13,5 -neu 12 35 5 4 16 1 1,5 - 2,5 0,5 14 17 3,5neu 11 56 7 5 0,5 0,5 - - 1,5 0,5 17 12 -neu 10 46 5 6 5 3 1 - 2 0,5 11,5 15 5neu 9 42 5 5 8,5 1,5 - - 2 1 14 16 5neu 8 50 6 5 8 2 - - 2 1 13 13 -neu 7 47 5 6 9 3 - - 2 1 11,5 15,5 -

neu 6a 10 2 - 60 0,5 - - - - 9 - 18,5neu 6 45 6 6 10 3 - - 2 1 13 14 -neu 5 48 7 6 5 3 - - 2 1 13,5 11,5 3neu 4 50 9 7 8 2,5 - 1 1,5 1 11 9 -

u 1 47 5,5 5 11 2 0,5 - 2 1 9 13 4neu 3 51 6 5 7,5 2 2 - 1,5 0,5 9 11 4,5

u 2 43 5 6 11 2 1 1 2,5 1,5 11 14 2neu 2a 36 4 3,5 21 1,5 - - - - 12 - 22neu 2 56 5 6 7,5 2 - - 1,5 0,5 7 13 1,5

u 4 53 5 6 7,5 2,5 1 - 2 1 9 13 -neu 1 54 4,5 6 8 2,5 1 1 2 1 6 14 -

u 6 44 7 5 4 2,5 0,5 1 3 1 12 16 4u 8 57 6 8 6 3 - - 1,5 0,5 7 11 -

u 10 55 7 6 7 2,5 1 - 1,5 1 10 9 -u 13 45 4 4 6 2 1 - 2,5 1,5 13 15 6u 15 39 5 3,5 7 1,5 - - 4 2 19 19 -u 17 29 2,5 4 8,5 1 - - 5 2 22 26 -u 19 28 2 3 8,5 1,5 - 1 5 2 23 26 -u 21 27 2,5 3 9 1,5 - - 5 2 31 14 5

Tab. 1: Ergebnisse der quantitativen Röntgenphasenanalyse von Proben aus dem Becken NN2, Hauptprofil A (Angaben in Masse-%). ml *- Illit-Smektit-mixed-layer-Minerale mit Smektitschichtanteilen von 40–55 %.

Tab. 1: Results of quantitative X-ray phase analysis of samples from basin NN2, main profile A (figures in mass %). ml *- illite-smectite-mixed-layer-minerals with 40–50 % smectite layers.

Becken NN1 und NN2 herbeizuführen. Hier steht nachwie vor die intrasaalezeitliche Einstufung von NN1 durchzuletzt Mania et al. (2010), ausschließlich diskutiert an-hand der palynologischen Untersuchungen von Seifert(1990) bzw. Seifert-Eulen (2010), einer eemzeitlichenvonNN1(Litt1994a,b,KremenetskiinBoettgeretal.2005,2007) und NN2 (Kremenetski in Mania et al. 2008, 2010,Kremenetski 2010) gegenüber. Darüber hinaus existiertein wesentlicherWiderspruch in der unterschiedlichen al-tersmäßigen Deutung des archäologischen Hauptfundhori-zontesNN2/2ansichunddesdarausresultierendenstrati-graphischenGesamtstatusdesBeckensNN2.So istdiePo-sitionierungdesFundhorizontesNN2/2unterdievonKre-menetski pollenanalytisch untersuchte Sequenz (Lauratet al. 2006: 88, Mania et al. 2008: 20, Mania et al. 2010)problematisch, da dies hinsichtlich des bis dahin palyno-logisch nicht stratifizierten Fundhorizontes zur Auswei-sung einer weiteren, ebenfalls intrasaalezeitlichen Warm-zeitführte.ZumanderenwirdderstarkmitUmlagerungenbehafteteTeil des darüber folgenden Pollenprofils (LokalePollenzonen LPZ 1–2) einer als warthezeitlich aufgefass-tenKaltphase zugeordnet, überwelcher erst danndieAb-lagerungen der jüngeren Eem-Warmzeit (LPZ 3–8) folgensollen. Zu bemerken ist an dieser Stelle, dass das Pollen-profilvonKremenetski aus einemBeckenbereichstammt,in dem der Fundhorizont NN2/2 nicht aufgeschlossen war(T. Laurat, freundl. mündl. Mitt.). Daraus ergäbe sich fürNN2 unter Betrachtung des durch Mania ausgewiesenen

konstruierten Gesamtprofils eine Abfolge von mehrerenKalt- und Warmphasen, die den Zeitraum vom Drenthe-StadiumdesSaale-KomplexesbisindasHolozänumfassenwürde (zuletzt Mania et al. 2010: Abb. 42). Die aktuellenBefunde(Abb.10)belegenjedoch,dassdiearchäologischenFundhorizonte NN2/2 und NN2/1c innerhalb der Eem-Warmzeitliegen.

Die Darstellung der aus 122 untersuchten Proben desHauptprofils A ermittelten Pollenspektren erfolgte in ei-nemprozentualenPollendiagramm(Abb.10und11).Pro-ben,die sichalspollenleerbzw.extrempollenarmerwie-sen, blieben dabei unberücksichtigt. Die zur Gruppe derGehölze (BP)gehörigenTaxawurdennach ihrerEinwan-derungsfolgeindasUntersuchungsgebietfarblichabgesetztangeordnet,lediglichKiefer(Pinus)undBirke(Betula)sindseparat inVerbindungmitderGesamtsummederBPundder Gesamtsumme der Kräuter (NBP) abgebildet. DieseArtderDarstellungwurdezumZweckedesbesserenVer-gleichs,hierallerdingsimWesentlichenaufdieAbbildungderBP-Kurvenbeschränkt,auchaufdiePollendiagrammevonSeifert (1990), Litt (1994a, b) undKremenetski (inBoettgeretal.2005,2007)fürdasBeckenNN1angewandt(vgl. Abb. 11b–d). Auf eine dementsprechend veränderteAbbildungdesDiagrammsvonKremenetski(2010:Abb. 1)fürNN2mussteausfolgendenGründenverzichtetwerden:ZumeinenbeinhaltetdieTab.2(S.278ff.)lediglichdiejeProbeermitteltenPollenkonzentrationen,derenAbleitungim Text nicht formuliert ist, nicht aber die tatsächlichen


Zähl- bzw. Prozentwerte. Eine zweifelsfreie Neuberech-nungwardadurchnichtmöglich.Zumanderenschlosssichauch eine einfache Umzeichnung des Diagramms wegenderoffensichtlichenEinbeziehungeindeutig tertiärerTaxa(konkretMyricaundCastanea) indiestatistischeBerech-nungssummeaus.

Das Pollendiagramm für das Hauptprofil A (Abb. 10)beschränkt sich neben den BP auf ausgewählte, besondershäufigeTaxa.SeltenereFormenfindenz.T. imTextverba-leErwähnung.DiebeiderDarstellungderermitteltenundnachfolgend diskutierten saalespätglazialen bis frühweich-selzeitlichen Vegetationsentwicklung angeführten Prozent-wertereflektierenausschließlichPollenfrequenzenundsindnichtmitderetwaigenHäufigkeiteinesTaxonsamUnter-suchungspunktbzw.dessenUmgebunggleichzusetzen.AlleKurvenimPollendiagrammsindzehnfachüberhöhtabgebil-det,umauchWerteunter1 %darstellenzukönnen.Palyno-morphen,dienachErreichendererforderlichenGrundsum-meimPräparatvorgefundenwurden,sindmiteinem+imDiagrammaufgeführt.UmdieErgebnissezudenimBereichder Profilschiene 6 aus den Detritus- und Kalkmudden imAbstandvon1 cmentnommenenProben(Abb.4)zeichne-rischdarstellenzukönnen,wurdendieProbenabständeimPollendiagramm(Abb.10und11a)fürdiesenAbschnittver-doppelt.DiePZ7erscheintdementsprechendgegenüberderProfildarstellunginAbb.6gestreckt!

DiepollenanalytischeGliederungallernachfolgendabge-bildetenPollendiagramme (Abb. 10und11a–d)wurdeausVergleichsgründenvereinheitlicht.SofandenfürdasSaale-

SpätglazialdievonStrahl&Hermsdorf(2008)undfürdieEem-Warmzeit die von Erd (1973) publizierten und durchdie Staatlichen Geologischen Dienste der Länder Sachsen-AnhaltundBrandenburggenutztenGliederungenAnwen-dung(sieheauchTab.2).DieindenentsprechendenPubli-kationendurchdieobenangeführtenAutorenursprünglichverwendetenunterschiedlichenGliederungenderwarmzeit-lichenAblagerungensindinTab.2zumbesserenVerständnisgegenübergestellt.

4.3.3.1 saale-Pleniglazial

PZ A, Waldlose ZeitFür den waldfreien Abschnitt des Saale-Pleniglazials nachdemEisrückgang lassensichzweiUnterabschnittemitdenPZA1undA2(Abb.10)aushalten.DieausschließlichausderRammkernsondierungstammendenProbendesDiagramm-abschnittsA1erwiesen sichals sehrpollenarmbisnahezupollenleer.InsgesamtzeigtsicheinesehrmonotoneZusam-mensetzungderPollenflora.InderGruppederGehölzedo-miniert die Kiefer mit überwiegend Pollenfrequenzen um80 %.SeltenererscheinenBirkeundSanddorn(Hippophaë).NebenFichte(Picea)undTanne(Abies)wurdenaußerdemwärmebeanspruchende Gehölze nachgewiesen, die ebensowie die Kiefer mit Sicherheit nicht autochthon sind. DazugehörenvorallemHainbuche(Carpinus),Erle(Alnus)sowieseltenerHasel(Corylus),Eiche(Quercus),Ulme(Ulmus)undLinde(Tilia).SiekönnensowohlausdemTertiär,angesichtsdesNachweisesdesGroßenAlgenfarns(Azolla filiculoides)

warmzeitphasennach

lanG (1994)waldzeiten

pollenanalytische Gliederung des Eem-interglazials nach

absoluteDauer nach

Müller (1974)

Menke

& tynni (1984)erd (1973) litt (1994a)

nw-Deutschland

B-B/Ost-deutschland

Elbe-saale-Gebiet

phase D(telokratische ph.)

kiefern- bzw. kiefern-Fichten-zone

kiefern-zeit Vii 9 7 ~ 2000 a

kiefern-Fichten-tannen-zeit Vi 86b

6a~ 2000 a

phase C(mesokratischephase, 2. teil)

Hainbuchen-zone

Hainbuchen-Fichten-zeit

Hainbuchen-zeit

Vb

Va

7

65 ~ 4000 a

phase B(mesokratischephase, 1. teil)Eichen-zone

Hasel-Eiben-linden-zeit iVb 5 4b ~ 1200 a

Eichenmischwald-Hasel-zeit iVa 4 4a ~ 1200 a

phase a(protokratische ph.)Birken-kiefern-zone

kiefern-Eichenmischwald-zeit iii 3 3 ~ 450 a

Tab. 2: Gliederung des Eem-Interglazials in Berlin-Brandenburg (B-B) bzw. Ostdeutschland (Erd 1973) in Gegenüberstellung zu den in Nordwest- (Menke & Tynni 1984) und Mitteldeutschland (Litt 1994a) Anwendung findenden Gliederungen unter Einbeziehung der allgemeinen Warmzeitgliede-rung nach Lang (1994) und der anhand von Jahresschichten ermittelten Dauer der einzelnen Pollenzonen (PZ) nach Müller (1974).

Tab. 2: Sub-divisions of the Eemian interglacial in Berlin-Brandenburg (B-B) respectively East Germany compared with the sub-divisions applied to North-West (Menke & Tynni 1984) and Central Germany (Litt 1994a), taking account of the general warm period divisions according to Lang (1994) and the duration of individual pollen zones (PZ) identified on the basis of annual layers by Müller (1974).


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++++

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++ +

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*PZ = Pollenzonen für das Saale-Pleni- und Saale-Spätglazial nach STRAHL & HERMSDORF (2008), für die Eem-Warmzeit nach ERD (1973)

A

C1

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Interglazialbecken NN2

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-

Abb. 11: Gegenüberstellung der aus den Becken NN1 und NN2 pollenanalytisch untersuchten Profile (Darstellung der Gehölzpollenanteile).

Fig. 11: Comparison of profiles analysed for pollen and spores from basins NN1 and NN2 (representation of proportions of tree pollen).


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umgezeichnet und verändert nach SEIFERT in MANIA (1992)

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0 50 100% 15 20 15 65%10 101010

umgezeichnet und verändert nach K. V. KREMENETSKI,publiziert in BOETTGER et al. (2005, 2007)

9065

Ile

x

d)

5,0


aberauchauseinerälterenWarmzeit,beispielsweiseausAlt-wasserbildungeninnerhalbderholstein-bisfrühsaalezeitli-chenKörbisdorferSchotterstammen(vgl.2und4.1).

Hervorstichteinz.T.erheblicherAnteilpräquartärerPa-lynomorphen. Neben Dinozysten sind dies in erster LinieSchirmtanne(Sciadopytis),diverseTricolporatesundtrileteSporen, seltener Amberbaum (Liquidambar), Gagelstrauch(Myrica-Typ), Hickory (Carya), die Gruppe der Sumpfzy-pressen- und Zypressengewächse (Taxodiaceae/Cupressa-ceae), Hemlocktanne (Tsuga),Tupelobaum (Nyssa), die zudenHeidekrautartigen(Ericales)zählendeGattungSymplo-cos,VertreterderNormapolles-Gruppeu.a.EinsowohlperAnalysedesHumusgehaltesermittelteralsauchmakrosko-pisch über kohlige Partikel festgestellter erster und sich inder PZ A2 nochmals wiederholender Anstieg des organo-genenGehaltes imSediment (Abb. 6und10)gehthier imWesentlichen auf resedimentierte, präquartäre organogeneAblagerungenzurück.

EineprozentualgesehennennenswertentwickelteOffen-landfloraexistiertezunächstnicht.SofindensichabgesehenvonhäufigerenSüß-undSauergräsernnurvereinzelteNach-weiseanBeifuß(Artemisia),Wegerich(Plantago),Grasnel-ke(Armeria),Steinbrech(Saxifraga),Ampfer(Rumex),Wei-denröschen (Epilobium), Sonnenröschen (Helianthemum),Wiesenraute(Thalictrum)undverschiedenenKorbblütenge-wächsen(Liguliflorae,Tubuliflorae).NichtautochthonenUr-sprungssindvermutlichebenfallshäufigererscheinendeHei-dekrautgewächse(Ericaceaep.p.),daihreKurvekonformzudenumgelagertenPalynomorphenundhierinsbesonderezuFichte,TanneundHainbucheimweiterenDiagrammverlaufaussetzt. Auf eine mögliche Umlagerung holsteinzeitlicherSedimentewurdebereitsobenverwiesen–insbesondereinderSchattholzphaseundamEndederWarmzeittratenauf-grund der niederschlagsbedingten Bodenversauerung ver-mehrtHeidekrautgewächseinErscheinung.

Dies trifftauchaufdiedemunmittelbarenStandortzu-gerechnete Flora zu: Außer vermutlich aus älterwarmzeit-lichen Ablagerungen stammenden Einzelnachweisen vonKönigsfarn (Osmunda), Großem Algenfarn bzw. bei Feh-len der artspezifischen Glochidien möglicherweise auchGemeinem Schwimmfarn (Salvinia natans) und Farnen,wurden gelegentlich Ährentausendblatt (Myriophyllum spicatum), verschiedene Hahnenfußgewächse (Ranuncu-laceae) und Mondraute (Botrychium) beobachtet. Bei denAlgen treten vor allem verschiedene Faden-Jochalgen, wieSchrauben- (Spirogyra) und Sternalgen (Zygnemataceae)sowie zu den Grünalgen zählende Zahnrädchenalgen (Pe-diastrum), insbesonderedaskühlezeigendePediastrum ka-wraiskyi indenVordergrund.Danebenbestehenvereinzel-teNachweiseanSchwammnadeln,StrudelwurmrestenundDauereiernvonRotatorien(hierdieebenfallskühlezeigen-deFilinia hofmanni).

Für den Unterabschnitt der PZ A2 zeigt das Pollendia-gramm(Abb.10)zunächsteinenkurzfristigenRückgangprä-quartärerundälterwarmzeitlicherSporomorphen.Dieaußerauf Umlagerung möglicherweise auch auf FernflugeintragbasierendenAnteilederKieferbleibendavonnahezuunbe-rührt.Konformerfolgt eine leichteZunahmedesNBP-An-teils, neben den bereits oben angeführten Einzelfunden imWesentlichenverursachtdurchSüß-undSauergräser(wohlhauptsächlichausdemunmittelbarenStandortumfeldstam-

mend) sowie zungenblütige Korbblüten- (Liguliflorae) undNelkengewächse (Caryophyllaceae). Eine erneute HäufungumgelagertenMaterials,unterdenälterwarmzeitlichen ins-besonderederFichte,Tanne,HainbucheundderErle,liegtfürdieBasisderProfilschiene1avor.

Innerhalb der standorteigenen Flora fallen, analog zumWiederanstieg der Umlagerungen, besonders hohe AnteileanFarnenauf.DieimÜbergangzumSaale-Spätglazialstatt-findendeErosionunverfestigtenBodensubstrats,diemögli-cherweisedasFehlendernachfolgendensaalespätglazialenPZ Bmitverursachte,wirddurchdieleichterhöhtenWertedes Lebermooses Anthoceros punctatus unterstrichen. Zu-dem war der Sedimentationsraum anscheinend auchWas-serspiegelschwankungen unterworfen, da sich die Anteileexplizit verschiedener Spirogyra-Arten und auch von Pe-diastrum kawraiskyierhöhenundhierAusdruckdesweiterwirksambleibendenunddieBeckengenesebeeinflussendenRandsenkendiapirismusseinkönnten.DietemporäreVerfla-chungdesSedimentationsraumesreflektiertdann letztend-lichvorallemdiefürdasSaale-SpätglazialermittelteSumpf-undWasserflora(vgl.4.3.3.2).

4.3.3.2 saale-spätglazial

PZ C1, Zeit der Birken-(Wacholder)-Sanddorn-GemeinschaftenFolgtmanderbeiStrahl&Hermsdorf(2008)vorgestelltenGliederungsaalepleni-undsaalespätglazialerAblagerungenindenneuenBundesländern,sofehltdemHauptprofilAdieaufdiewaldloseZeitdesSaalepleniglazialsfolgendePhaseder Sanddorngebüsche (PZ B). Aufgrund dieser Schichtlü-ckeschließtsichderPZA2unmittelbarderZeitraumeinererstenlichtenBewaldungdesUntersuchungsgebietesan,dienachdenPollentypenhauptsächlichdurchBaum-aberauchZwergbirken (Betula nana) und eventuellKieferngebildetwurde(Abb.10).NachweisedesWacholdersliegenaufgrundderobenangeführten schlechtenErhaltungdesSporomor-pheninventarssogutwienichtvor.Dassessichumeinenoffenen,inselartigenWaldtyphandelt,dersichauchindemvonKremenetski(2010:275)publiziertenDiagrammmitderLPZ3(dortalsbereitseemzeitlichausgewiesen!)widerspie-gelt, zeigen sowohl die Beteiligung des Sanddorns, einemschattenintolerantenRohbödenpionier,alsauchdieimmensangestiegenen NBP-Anteile. Diese gehen überwiegend aufSüß-undSauergräser,Beifußsowiezungen-undröhrenblü-tige(Tubuliflorae)Korbblütengewächsezurück.Zudenwei-teren, wesentlich seltener beobachteten Offenlandelemen-ten zählen Knöterich (Polygonum), Enziangewächse (Gen-tianaceae),Weidenröschen,Nelken-undGänsefußgewächse(Chenopodiaceae), Meerträubel (Ephedra), Kreuzblütenge-wächse (Cruciferae),Wegerich, Lein (Linum), Ampfer undverschiedeneRosengewächse(Rosaceaep. p.).

IndenUferbereichenbestandeineersteausgeprägteVer-sumpfungstendenz.DieseäußertsichnebenderAusbreitungvonzunächstFarnen[GemeinerSumpffarn(Thelypteris pa-lustris)?,ArtbestimmungaufgrunddesdurchwegfehlendenPerisporsnichtmöglich]inderanschließendenAusbildungvon Röhrichten mit Rohr- (Typha) und/oder Igelkolben(Sparganium).DieEntwicklungeinesSchwimmblattgürtelsmit Seerosengewächsen (Nymphaeaceae) sowie von Was-serschwebergesellschaften mit Gemeinem SchwimmfarnundWasserlinse(Lemnasp.,vgl.LPZ3Kremenetski2010),


beides Gattungen mit in der Regel hohem Nährstoff- undSommerwärmeanspruch,signalisiereneinezumindestkurz-fristige Besiedlung desVerlandungsbereichs durch HöhereWasserpflanzen.DiesebrichtjedochinNN2mitdem(nichtgraduellen)ÜbergangindieeemzeitlichenAblagerungenab.

DerAnteilumgelagerterpräquartärerSporomorphener-reicht letztmaligmehrals20 %undgehtdannaufzuver-nachlässigendeWertezurück.Zunächstdavonnichtbetrof-fen sind thermophile Gehölze wie Ulme, Hasel, Erle undHainbuche im Gegensatz zu Kiefer, Fichte undTanne. Be-züglichderheterogenenZusammensetzungderPollen-undSporenfloraunddesNebeneinanderexistierensgeschichteterundverwürgter Schluffpartienvor allem imÜbergangderProfilschienen 1a und 1 bestünde zum einen die Möglich-keitderDurchmischungsaalespätglazialermiteemzeitlichenAblagerungen.ZumanderenkommtaberauchdieAufarbei-tungweiterer,nunallerdingsälterer,anKieferundanderenNadelgehölzen,explizitanTanneärmererholsteinzeitlicherAblagerungen(älterPZ 5–7nachErd1973)inBetracht.Da-fürsprächensowohldievergleichsweisehohenHainbuchen-anteile,diedemfrühenEemdefinitivfehlenundderdeutlichhöhere Inkohlungsgrad der Sporomorphen gegenüber dennachfolgendeneemzeitlichenAblagerungen.Demnachexis-tierteinweiterer,zwischendemSaale-SpätglazialunddemEemliegenderHiatus.Dieserbeinhaltetsowohldenkiefern-reichen Abschnitt des ausgehenden Saale-Spätglazials (PZC2nachStrahl&Hermsdorf2008)alsauchdieWarmzeiteinleitende,ausgeprägteBirken-Phase(PZ 1nachErd1973),dernochjeglichethermophileGehölzeundinderRegelauchweitestgehendgrößereKiefernbeständefehlen.

Für den Zeitraum des Saale-Pleni- und des Saale-Spät-glazialsbestehenguteVergleichsmöglichkeitenmitdemvonKremenetski (2010) bearbeitetenPollenprofil. So reflektie-rendieLPZ1–2wieimHauptprofilAdasausgehendeSaa-le-Glazial(PZA),auchhierstarkmitresedimentiertenprä-quartären und älterwarmzeitlichen Sporomorphen belastetunddieLPZ3entsprechendderPZC1eineersteBirkenaus-breitungnebsteinerebenfallsdeutlichabzulesendenVerlan-dungstendenz.DasProfilumfasstallerdings insgesamt, in-klusivedereemzeitlichenAblagerungen,eineentsprechendseinerbeckenrandlichenPositionnur5 mmächtigeSedimen-tabfolge.DieeemzeitlicheVegetationsentwicklungwirdtat-sächlicherstabderLPZ4(=PZ 4,obererTeilnachErd1973)mitderEtablierungvonHaselbeständenunddamit einemzeitlichgesehennochumfangreicherenHiatusalsimHaupt-profilAabgebildet.

4.3.3.3 Eem-interglazial

PZ 2, Kiefern-Birken-ZeitDerhiererste,eemzeitlicheinzustufende,abernurdurchei-ne Probe belegteVegetationsabschnitt ist in der Regel sei-tensderGehölzedurchdieKieferunddieUlme sowie imÜbergangzurPZ3,diebeginnendeEinwanderungderEi-chegeprägt.DieBirkeweisteinenletztmaligenprozentualenAnteil von knapp 30 % auf. Im Pollendiagramm (Abb. 10)setzendieKurvenvonHasel,Erle,FichteundTannevölligaus,HainbucheundpräquartäreSporomorphensindweiterrückläufig.AuffälligistderweiterhinhoheAnteilanOffen-landelementen(34 %),hauptsächlichbestehendausSüß-undSauergräsern,gegenüberderPZC1nuruntergeordnetBei-

fuß, Korbblütengewächsen,Wegerich, Nelken- und Gänse-fußgewächsen.

Inwiefern imVergleich mit dem Becken NN1 auch ge-wisse Salzeinflüsse eine Rolle spielten, konnte nicht ge-klärt werden, da sowohl u. a. dahingehend relevante Ma-kroreste als auchDiatomeen fehlten.Ebensofielendie füreinen diesbezüglichen Nachweis durchgeführten AnalysenzurLeitfähigkeit (Lf) sowie zudenGehalten an SO4

2- undCl- (vgl. Tab. 3) im Ergebnis zu niedrig aus. Eine leichteZunahme von SO4

2- gegenüber den Profilschienen 1 und 2ist lediglich in Profilschiene 5 feststellbar, liegt dort aberim Bereich von sekundären Gipsausblühungen. Hinweiseliefernbisher lediglichdasAuftretenvonc.f.Hydrobia sp.(vgl.4.3.4)innerhalbderPZ5sowiedievonderUniversitätLeiden (mündl.Vortragsmitt.C.Bakels)bei ihrenparalle-lenUntersuchungen inNN2ermitteltenspärlichenMakro-reste. Diese erbrachten zumindest Exemplare der als obli-gater Halophyt geführten Meeressalde (Ruppia maritima)unddesalsfakultativenHalophytengeltendenSumpfteich-fadens(Zannichelliapalustris).

EbensowiefürdasSaale-SpätglazialunddiebeginnendeEem-WarmzeitistbezüglichderDiagrammlage(Abb.10)eingraduellerÜbergangindiePZ 3nichtabzuleiten.Vielmehrbesteht am hiesigen Profilentnahmepunkt ein weiterer Hi-atus, der den Zeitraum der eemzeitlichen Kiefern-Eichen-mischwald-Zeit nahezu vollständig umfasst. Die UrsachenliegenindenSedimentationsumständen,verbundenmitsehrgeringen Sedimentationsraten bzw. in derWiederaufarbei-tungentsprechenderSedimente.

PZ 3/4, Kiefern-Eichenmischwald-Zeit/Eichenmischwald-Hasel-ZeitDerdenÜbergangsbereichderPZ 3und4bildendeAbschnittimPollendiagramm(Abb.10)wirddurchKiefer,UlmeundEichegeprägt.GegeneineausschließlicheEinstufungindiePZ 3sprechendiebereitsmaximal14 %erreichendenHasel-Werte. Erhaltungsbedingt wurde die für diesen ZeitraumweitaushäufigerzuerwartendeEschenurvereinzeltbeob-achtet.Ebenfallsmehr für eineZuordnung zurPZ4 spre-chend,setzendieKurvenvonErleundFichteerneutein,wo-hingegenendgültigHainbucheundTannekonformmitdennochmaximal3–5 %erreichendenpräquartärenSporomor-phenvorläufigausklingen.WeiterhinhochbleibendieNBP-Anteile in der zuvor genannten Zusammensetzung. HinzukommennebennundeutlichmehrBeifußundGänsefußge-wächsenVogelknöterich(Polygonum aviculare)alsVertreterfrischerRuderal-undTrittgesellschaften,vereinzeltKrähen-beere (Empetrum), Heidekraut (Calluna), Glockenblume(Campanula), Kreuzblütengewächse, Steinbrech, verschie-deneRosen-undSchmetterlingsblütengewächse(Fabaceae),Mädesüß (Filipendula), Wiesenraute, Labkraut (Galium),Doldenblüten- (Umbelliferae) und Enziangewächse. Diesspricht–wie imBeckenNN1(Mai inMania2000:74–75)– im Gegensatz zur normalerweise dichten eemzeitlichenBewaldung,füreinensteppenwaldartigenCharakterderVe-getation inderweiterenUmgebungdesBeckensNN2,derzumindestindieserausgeprägtenFormbiszurMassenaus-breitungderHaselinderPZ4erhaltenblieb.Nachletztmali-gemNachweisvonRestendesGemeinenSchwimmfarnsin-nerhalbderstandorteigenenFlorainderPZ2kommtesnunauchzumAusklingenvonRohr-bzw. Igelkolben, lediglich


Tab. 3: Analysenergebnisse zur Untersuchung der Leitfähigkeit (Lf) sowie des Gehaltes an SO42- und Cl- an Stichproben aus den Profilschienen 1a–6 des

Hauptprofils A, Becken NN2 (Analyse: Landeslabor Berlin-Brandenburg, FB U2/Geochemie, Kleinmachnow).

Tab. 3: Results of analysis of conductivity (Lf) and of content of SO42- and Cl- in random samples from partial profiles 1a–6 of main profile A, basin NN2

(analysis: regional laboratory Berlin-Brandenburg, FB U2/Geochemie, Kleinmachnow).

dieKurvedermonoletenFarnsporenistmitdeutlichnied-rigerenWertenweiterhinzuverfolgen,washinsichtlichderBeckenkonfigurationfüreineninsgesamtnurspärlichenBe-wuchsdermöglicherweisezuschmalenund/oderzusteilenUferbereichespricht.

PZ 4, Eichenmischwald-Hasel-ZeitDiePZ4umfasstdenHauptteildesarchäologischenFundho-rizontesNN2/2(Abb.4).DieAbgrenzungdiesesVegetations-abschnitts zum vorhergehenden Übergangshorizont erfolgtanhand des Eem-typischen Steilanstiegs der Hasel-Kurve,deraufgrundderzuBeginnimmernochsehrhohenNBP-Anteile(jetztvorallemSüßgräser,Vogelknöterich,zungen-blütigeKorbblüten-undNelkengewächse)abgeschwächter-scheint.BirkeundKieferspielenfürdenWaldaufbaukeineRollemehr, imGegensatzzudenEichenmischwaldkompo-nenten,unterdenenEicheundUlmezuBeginnderMassen-ausbreitungderHaselMaximalwerteum20 %erreichen.IndiesenZeitraumfälltauchderendgültigeKurvenschlussderErle, deren Pollenfrequenzen aber während des gesamtenInterglazials die 5 %-Markenichtüberschreiten.Damit ist,abgesehenvonderBestockunghöchstenskleinererFeucht-areale,voneinemFehlenausgedehnterBruchwaldbeständeinderunmittelbarenUmgebungdesPaläoseesauszugehen.Ferner istdieLindezwarmehroderwenigerdurchgehendnachweisbar,ohnejedochWerteüber1 %zuerreichen.WiedieEscheistauchdieEibeerhaltungsbedingtnurganzver-einzeltzubeobachten,wasinsbesonderedieAbgrenzungzuranschließenden PZ 5 deutlich erschwert. Die Fichtenwerteverbleibenstetsunter2 %undgehensomitzudiesemZeit-punktausschließlichaufFernflugeintragzurück(vgl.Lang1994).UnterdenElementenmiteinerozeanischenVerbrei-tungstendenzsindvorallemEfeu(Hedera)unddieaufdenunmittelbaren Standortbereich beschränkte Binsenschneide(Cladium mariscus) hervorzuheben. Sporadisch erscheintder Ahorn (Acer), wobei wegen der fehlenden MakrorestekeinRückschlussaufeineeventuelleEtablierungdesTatari-schenAhorns (Acer tataricum)entsprechendNN1möglichist(vgl.5.2).

EinenwiederholtenHinweisaufzeitweiligeSchwankun-gendesSeespiegelslieferndiekurzzeitigansteigendenWertevonPediastrum boryanum sowieverschiedenerSpirogyra-Arten.SiefallenmitderAusbildungvonFließgefügeninner-halbdesoberenTeilsderProfilschiene1zusammenunddeu-tenaufeinerascheSedimentakkumulationunterFlachwas-

serbedingungenhin.AufbisindieProfilschiene1hineinzuverfolgende,sukzessivenachlassendeSchichtdeformationenfolgtdasEinsetzenmonotoner,offensichtlichraschzusam-mengeschwemmterAblagerungen,der imPollendiagrammdiegestrecktwirkendenPZ4undvorallem5entsprechen.DariniststetseingewisserAnteilumgelagerterpräquartärerSporomorphenfestzustellen,dererstimBereichderProfil-schienen4und5(Abb.10)beinahevölligausbleibt.

InsbesonderezudemvonKremenetski(2010)untersuch-ten Profil lassen sich bezüglich des oberenTeils der PZ 4(=LPZ4Kremenetski)Parallelenziehen.WieimHauptpro-filAliegteinegeringeBeteiligungvonLindeundErlesowieeinnahezugänzlichesFehlenderEibebeisynchronerhöhtenNBP-Anteilenvor,sodassauchhiereineeindeutigeZonie-rungdesPollendiagrammserschwertwird.

PZ 4/5, Eichenmischwald-Hasel-Zeit/Hasel-Eiben-Linden-ZeitAufgrund der in NN2 und auch NN1 generell schwachen,wahrscheinlich standörtlich bedingten LindenbeteiligungunddesinNN2erhaltungsbedingten,nahezuvölligenFeh-lens der Eibe, kann die Abgrenzung der PZ 5 sowohl imHauptprofilAalsauchindemvonKremenetski(2010)pub-liziertennichtanhanddescharakteristischenAnsteigenszu-nächstderEiben-undnachfolgendderLinden-Kurvevorge-nommenwerden.SiemusssichhierananderenMerkmalenorientieren.Fürden imHauptprofilA (Abb.10)ausgewie-senenÜbergangsbereichzwischenbeidenPZliegteinersterdeutlicherAbfallderWertevonUlmeundEiche,dieHaselzeigtsichnochunbeeinflusst.WährenddieLindenachwievorWerteunter1 %aufweistkonntedieEibelediglichein-malbeobachtetwerden.InnerhalbderOffenlandflorageheninsbesondere Knöterich und Nelkengewächse zurück, Süß-undSauergräserbleibenmehroderwenigerkonstantvertre-ten.EineWiederausbreitungstendenzbestehtbeidenGänse-fußgewächsenundanderObergrenzedesAbschnittesauchbeimBeifußundröhrenblütigenKorbblütengewächsen.Be-merkenswertisteineleichteHäufungderGlockenblume.

PZ 5, Hasel-Eiben-Linden-ZeitDie Abgrenzung der PZ 5 als solche erfolgt letztendlichanhanddeserstendeutlichenAbfallsderHasel-Kurve,dermiteinemWiederanstiegderKurvenvonEicheundUlmesowienurkurzzeitigvonKieferundHainbuchekoinzidiert(Abb.10).DieindiesemWaldstadiumeinwanderndeHain-buche erreicht jedoch erst im Übergang zur PZ 6 Kurven-

ident-nr. Pr. nr. Labor-nr. Lf (1:5)µs/m

Lf (1:10)µs/m

so4

mg/kgCl–

mg/kg

100090324 1a/1 6444 - 160 19 7

100090325 1/3 6445 1677 - 970 5

100090326 2/5 6446 1514 - 814 6

100090327 3/7 6447 384 - 111 6

100090328 4/9 6448 650 - 257 5

100090329 5/10 6449 1962 - 1200 15

100090330 6/13 6450 299 - 149 12

2-


schluss. Die Fichte weist nahezu durchgehendWerte über1–2 %aufund steigt endgültig, zusammenmitderKiefer,im oberenTeil der PZ 5 kontinuierlich an. Das für diesenZeitraum zu erwartende Linden-Maximum verschiebt sichhierindiePZ6,liegtjedochtypischfürdasEemzwischenderHasel-undHainbuchenmaximalverbreitung.Einenna-hezuentsprechenden, jedochnurdenoberenTeilderPZ5reflektierendenVerlauf zeigt auch das Diagramm des we-gen seiner randlichen Position weniger hochaufgelöstenProfilsvonKremenetski(2010).

Einerster,deutlicherAnstiegderKiefern-Kurvewieaucheineleichte,nichtanhaltendeAusbreitungstendenzbeiBirkeundHainbuchefälltzuBeginnderPZ5zunächstmiteinererneutenZunahmedesNBP-Anteilszusammen.DiesegehtvorallemaufSüß-undSauergräser,Beifuß,Gänsefuß-undröhrenblütige Korbblütengewächse sowie untergeordnetKnöterichundNelkengewächsezurück.EinFernflugeintragder genannten Gehölze in die recht offeneWaldlandschaftist damit nicht auszuschließen, so nicht ein rein statisti-scherEffekt aufgrunddes zeitgleichenkurzfristigenHasel-rückgangs zugrunde liegt (schriftl. Mitt. K.-E. Behre). AlsWaldbegleitertrittunterdenFarnenderGemeineAdlerfarn(Pteridium aquilinum) indenVordergrund.EbensohäufensichindiesemDiagrammabschnittdieFundevonPollenderAckerwinde(Convolvulus),dieSeifert-Eulen(2010)nebenden zunehmenden NBP für den anhaltenden Einfluss vonSteppenelementeninNN1anführt.DurchdienachfolgendeallmählicheUnterwanderungderHasel-dominiertenLaub-mischwaldgesellschaftendurchdieFichteundanschließenddieHainbucheimhöherenTeilderPZ5gehendieNBP-An-teiledeutlichzurückundbasierenimWesentlichennurnochaufSüßgräsernundGänsefußgewächsen.

Die offensichtliche Etablierung von Riedgemeinschaf-ten (Sauergräser) sowiedaswiederholteErscheinenglatterZygosporen von verschiedenen Spirogyra-Arten im unte-renTeilderPZ5 lässtaufdieallmählicheEinstellungvonFlachwasserbedingungen schließen. Dass dabei auch wie-dererosiveProzesseeineRollespielten,zeigtdasbishierhinkontinuierlicheAuftretenpräquartärerSporomorphenbisindenBereichderProfilschiene3(Abb.10)sowiederinsgesamtsehr schlechte Erhaltungszustand der Palynomorphen. ImoberenTeildesAbschnittstretenanstellevonSeggenriedenRöhrichte mit Rohr- oder Igelkolben sowie, zunächst nochuntergeordnet,BreitblättrigemRohrkolben(Typha latifolia).

PZ 6, Hainbuchen-ZeitDie Untergrenze der PZ 6 wird mittels des Anstiegs derHainbuchen-Kurveaufüber20 %festgelegt.UngewöhnlichfüreemzeitlicheAblagerungen isteinederMassenausbrei-tungderHainbuchevorangehendeersteFichtenausbreitung,die auch Seifert (1990, Abb. 11b) und nachfolgend Kre-menetski(inBoettgeretal.2005,2007,Abb.11d)fürdasBeckenNN1feststellten (vgl.5.2).DasnahezugleicheBildvermitteltinNN2dasDiagrammvonKremenetski(2010),wobeidasFichten-MaximumhiergegenüberdemHauptpro-filAprozentualdeutlichhöheristundmiteinemPeakderKiefern-Kurvezusammenfällt.Angesichtsderbeitatsächlichkorrekter Bestimmung ebenfalls kulminierenden KurvenderWasserlinse (Lemna) sowie analog zum Hauptprofil A(Abb.10)vonRohr-und IgelkolbenwärediesezusätzlicheHäufungeinerseitsalsmöglicheFolgederAnreicherungin-

nerhalbvonSpülsäumeninextremflachenWasserbereichendeutbar.AndererseitsistauchdieFörderungderFichtege-genüberderHainbucheaufgrundderVernässungufernaherArealederengerenStandortumgebunginsKalkülzuziehen.Die eigentliche Ursache der in beiden Becken festgestell-ten frühenFichtenausbreitung ist jedochvermutlich inderräumlichenNähevonFichten-besetztenMittelgebirgs-stand-ortenzusuchen.VondiesenwäreeinerascheExpansionhinzuStandortendenkbar,diezudieserZeiteinerEntwicklungvon anEdellaubhölzern reichenLaubmischwäldernhin zudurchHainbuchendominiertenSchattholzwäldernunterla-gen. Einen vergleichbaren Diagrammverlauf zeigen, wennauchaufniedrigeremNiveau,ProfileausderLausitz (Lug,Erd1979;Reddern,Erd&Strahl2008;Tschernitz,Strahl2004)und ausdemFläming (Nedlitz, Strahl 2007; alle inStrahl&Hermsdorf2008),ohnedasssichdieFichtejedochaneinemdieserStandortedauerhafthättegegendieHain-buchedurchsetzenkönnen.VielmehristdiesescheinbareEx-pansioninderMehrzahldervorliegendenUntersuchungenaneinenPeakderNBP-Kurve(vorwiegendSüßgräsersowieBeifußundGänsefußgewächse)gebundenund somitwohlehereinFernflugphänomen(vgl.Litt1994a).

Unter den übrigen Laubmischwaldbildnern erlebte dieUlmeeineRenaissance,währenddieWertederLindeerst-malsdie1 %-Markeüberschreiten.VorallemdieHaselundhier im Unterschied zu NN1 (vgl. 5.2) vermutlich erhal-tungsbedingtdieEichewarendagegendeutlichrückläufig.Mit der Massenausbreitung der Hainbuche verlor die Be-waldung definitiv ihren aufgelockerten bzw. inselartigenCharakter. Nach einer letztmaligen Kulmination der Süß-gräser wurden Offenlandelemente in der Umgebung vonNN2biszumBeginndesWeichsel-Frühglazialsmehroderwenigerbedeutungslos.

PZ 7, Hainbuchen-Fichten-ZeitDiePZ7hebtsichalseinabsolutdurchdieHainbuchedo-miniertesStadiumdereemzeitlichenWaldentwicklungher-aus.WichtigstesNadelgehölz ist bezüglichder zwei bisheraus dem Becken NN2 veröffentlichten PollendiagrammedieFichte,ohneaberanihrezuBeginnderPZ6erreichtenWertenochmalsanschließenzukönnen.WährendsämtlicheEdellaubhölzer und Offenlandelemente anscheinend durchdieVerschattungderWaldstandortebedeutungsloswurden,konntesichdieUlmeaufstauwassergesättigtenBödennochweiterhinhalten.DabeidürftediebessereErhaltungsfähig-keitihresPollensgegenüberdemderEicheunddamitseinesekundäreAnreicherungaucheineRollegespielthaben.

Mit der Umstellung der Sedimentation von Schluff- zuDetritusmudde schreitetdieVerflachungdesSeebeckens indiesem Zeitraum weiter voran. In den entstehenden, auchseitens der Mollusken belegten (vgl. 4.3.4) Flachwasserbe-reichenbreitetesichzunehmendPediastrum boryanumaus,dasindenPZ 8–9seinenVerbreitungsschwerpunkterreichte.DienochbisindiePZ 7hineindieUferzonendesBeckensbeherrschenden Röhrichtgemeinschaften wurden dagegendurchFarneverdrängt.

PZ 8, Kiefern-Fichten-Tannen-ZeitInfolgederextremenVerflachungdesSedimentationsraums,aufdieindirektanhandderMassenausbreitungvonPedias-trumboryanumgeschlossenwird,sindfürdiesenAbschnitt


offensichtlichnurnochextremgeringeSedimentationsratenbeimAbsatzvonnunKalk-undAlgenmuddezuverzeich-nen.SoumfasstdiedurchdiezunehmendeAusbreitungderNadelgehölze,insbesonderederTanne(hierermittelterMa-ximal-Wert 18 %) gekennzeichnete PZ 8 im Hauptprofil A(Abb. 10) gerade einmal 2 cm.Ebenso ist dieserAbschnittimPollendiagrammvonKremenetski(2010)durchnureineProbebelegt.

DieHainbucheerreichtimHauptprofilAletztmaligeinenWertvon70 %undgehtdanachscheinbarschlagartigzurück.Ein üblicherweise sukzessives Ausklingen kann aufgrunddes extrem schlechten Erhaltungszustandes der Sporomor-phenindenoberhalbderbeidenauswertbarenentnomme-nenProbennichtnachverfolgtwerden.DiePollenspektrensind imWesentlichen durch das massenhafteVorkommenvonPediastrumboryanumundmonoletenFarnsporen,dieabderPZ8dieSumpfvegetationdominieren,geprägt.

PZ 9, Kiefern-ZeitAus den oben genannten Gründen konnten lediglich dreiProben für das abschließende eemzeitliche WaldstadiumzueinerAuswertungherangezogenwerden.DemProfilistebensowiedemvonKremenetski(2010)untersuchtendiecharakteristischeWiederausbreitungderKiefergemein,dieklimatischausgelöst,zueinerVerdrängungderübrigen,ins-besonderewärmeanspruchsvollerenGehölzeführte.

InsgesamtlegtdieUmstellungaufdieSedimentationvonKalkmuddeeinWiedervernässendesSedimentationsraumsinfolge eines generellen Wasserspiegelanstiegs nahe, derzurEinschränkungversumpfter,weiterhindurchFarnebe-herrschterStandorteführte.Jedochbliebesinsgesamtbeiei-nerBeibehaltungvonFlachwasserbedingungen.Dafürspre-chensowohlderhoheAnteilderWasserlinse(Kremenetski2010)alsauchdieweiterhinweitüber100 %erreichendenAnteilevonPediastrum boryanum(Abb.10).

4.3.3.4 Weichsel-Frühglazial

Die letzte, aus dem Hauptprofil A statistisch auswertba-re Probe lieferte ein Pollenspektrum, das nach seiner Zu-sammensetzung bereits in dasWeichsel-Frühglazial datiert(Abb. 10). Es ist durch den Rückgang der Kiefer charakte-risiert, der durch eine Wiederausbreitung von Offenlan-delementen, hier vor allem Süßgräser und zungenblütigeKorbblütengewächse, begleitetwird.DesWeiteren erschei-nen erneut thermophile Gehölze, vor allem Hainbuche,aber auch Fichte, die auf Resedimentation aus den jünge-ren eemzeitlichen Ablagerungen zurückgehen. Eine weite-re Verfolgung der weichselfrühglazialen Entwicklung istaufgrund der an Palynomorphen sterilen Proben aus demHangendaufschluss vom Dezember 2007 (Proben W1 bisW4,vgl.Abb.4)nichtmöglich.

4.3.4 malakologie (s. meng)

Insgesamt sind imBeckenNN2 ca. 50Molluskenartenmitüber21 000Individuenfestgestelltworden. ImHauptprofilAkonnten etwa45Artenund rund10 000 Individuen er-fasstwerden.NebendiesemMaterialwerdenauchProben-nahmen aus den Jahren 2003 bis 2005, welche sich haupt-sächlich auf den Bereich des archäologischen Hauptfund-

horizontes NN2/2 am nördlichen Beckenrand konzentrie-ren,vergleichendberücksichtigt.

Dominiert werden die Faunen entsprechend dem Ab-lagerungsraum vor allem von limnischen Mollusken. Da-gegen sind terrestrische Komponenten weniger vertreten(Abb.12,Taf.1,Tab.4).

Aus der Rammkernsondierung stand nur die bereitsvisuell Molluskenschalen führende Probe U 5/6 für mala-kologische Untersuchungen zurVerfügung. Die pollenana-lytisch in das Saale-Spätglazial datierten Schluffe führenmitBithynia tentaculata,Gyraulus laevissowieFragmentenvonSphaerium corneum undLymnaeidae eine arten-undindividuenarme Süßwasserfauna. Kaltzeitliche terrestri-sche Elemente konnten nicht belegt werden. Das Arten-spektrum leitet gut zur eemzeitlichen Fauna im Hangen-denüber.

Entsprechend der Probe U 5/6 aus dem Liegenden sindauchindenProben1und2vonderBasisdesSchurfpro-fils nur wenige Individuen von Süßwassermollusken, bei-spielsweisemitBithynia tentaculata,Valvata piscinalisundGyraulus laevis enthalten.

Der Übergang vom Saale-Spätglazial zum Eem wirdnach den Ergebnissen der Pollenanalyse von den Proben3und4dokumentiert.CharakterisiertwirddieSüßwasser-faunawiedervonBithynia tentaculata,Gyraulus laevisundValvatapiscinalis,was insgesamtfüreinerelativeinheitli-cheEntwicklungdesGewässersspricht (sieheunten).Wei-tereElementesindGyraulus crista,Hippeutis complanatus,Bathyomphalus contortusundRadixcf.balthica.EshandeltsichumeinereineStillwasserfauna.

Auffällig und für das untersuchte Profil bezeichnendsinddiegeringenAbundanzenderKleinmuschelnPisidium und Sphaerium. Möglicherweise spricht dies für eine er-höhte Sauerstoffuntersättigung im Bodensubstrat des Ge-wässers, gegen welche Kleinmuscheln besonders empfind-lich reagieren. Ein weiteres Indiz hierfür ist auch die Ar-ten- und Individuenarmut von Süßwasserarten insgesamt,die über weiteTeile des Profils anhält. Neben Sphaerium corneumkonntenPisidium subtruncatumundPisidium niti-dumnachgewiesenwerden.

DieProben3und4enthaltenmitetwa21Arten inner-halb des Profiles die umfangreichste terrestrische Fauna.Der Reichtum terrestrischer Elemente ist hier keineswegsklimatischzuinterpretieren,sondernstehtvieleherinAb-hängigkeit sedimentologischer Prozesse oder zumindest inBezug zum Ablagerungsraum. Dominiert wird die Faunaausgehend von den terrestrischenVertretern mit 95 % derIndividuenund50%derArtendurchElementedesOffen-landes,z.B.mitVallonia costata,Vallonia pulchella,Vallonia excentrica,Pupilla muscorum,TruncatellinacylindricaundVertigo pygmaea.MitChondrula tridensundPupilla tripli-cata sind zudem auch charakteristische Steppenelementevertreten. Anspruchsvollere thermophileWaldarten fehlen.AllerdingsverweiseneinigeNachweisevonFruticicola fru-ticum, Euomphalia strigella, Cepaea sp. und Arianta ar-bustorum zumindestauflichteGehölzbestände.Ubiquisten,die ebenfalls in Gehölzen vorkommen, sind beispielsweisemit Nesovitrea hammonis und Vitrina pellucida vertreten.Feuchtigkeitsliebend sind weniger als 1 % der Individuenund etwa 10 % der Arten.Vereinzelt fanden sich Gehäusevon Vertigo antivertigo und Vertigo angustior.Vermutlich


101,4

101,0

100,0

99,0

98,0

97,0

96,0

95,0

94,0

93,0

92,0

91,0

90,0

89,0

1a

6

Höh

ein

mNN

Bohrung

Proben aus Bohrung


WF

PZ

Weichsel-Frühglazial

Aufschluss

Saale

-Ple

ni-

bis

Saale

-Spätg

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lE

em

-Warm

zeit

>100 Stück <100 Stück <10 Stück

Profilschiene

Archäologische Hauptfundschichten

cf. H

ydro

bia

sp.

Bith

ynia

tent

aculat

a

Wasserformen Landformen

B. lea

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acidae

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25

23

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17

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PZ

9

876

5

5/(4)

4(3)

4

2

C1

A

WF

WF

NN

2/1

cN

N2/2

Pollenzonen für das Saale-Pleni- und Saale-Spätglazial nach STRAHL & HERMSDORF (2008),für die Eem-Warmzeit nach ERD (1973)

1

1

Abb. 12: Die Molluskenfauna aus dem Hauptprofil A, Becken NN2.

Fig. 12: Mollusc fauna of main profile A, basin NN2.

waren im Umfeld des Sees keine ausgedehnten Feuchtha-bitateentwickelt,wasevtl.aufsteilereUferböschungenzu-rückgeführtwerdenkann.

InProbe4wurdedasGehäusefragmenteinerLandschne-ckegefunden,welchesbishernichtnäherdeterminiertwer-den konnte. Für das Quartär von Mitteleuropa handelt essichdabeimöglicherweiseumeinenneuenExoten(Taf.2).DiegrößteÜbereinstimmungbesitztderGehäuserestmitei-nerkleinenOrculidae,einerGruppe,dieheutevorallemimsüdöstlichen Europa verbreitet ist. Ausgeschlossen werden

könnenallerdingsdie imPleistozänMitteleuropasverbrei-teten Orculidae Sphyradium doliolum und Pagodulina pa-godula.DasGehäuse ist etwa2mmbreit, zylindrischundbesitztnurlangsamanwachsendeUmgänge.DiePupillidae,imWesentlichenPupilla,sindinderRegelkleinerundhabendeutlichniedrigereWindungshöhen.KeineEntsprechungenfanden sichauchbeidenEnidaeundChondrinidae.Prob-lematischist,dassbeidemFragmentkeinerleiAnsätzevonZahnlamellenerkennbarsind.FolglichkönnendiesebeidervorliegendenArt innerhalbderMündungnur relativ kurz


Taf. 1: Mollusken aus dem Hauptprofil A, Becken NN2. 1: Valvata piscinalis (Pr. 4), 2: Bithynia tentaculata (Pr. 4), 3: B. tentaculata, Deckel (Pr. 4), 4: Lymnaea stagnalis (Pr. 21), 5: Anisus leucostoma (Pr. 21), 6: Gyraulus laevis (Pr. 4), 7: Nesovitra hammonis (Pr. 4), 8: Limacidae/Agri-olimacidae (Pr. 4), 9: Vitrina pellucida (Pr. 4), 10: Pupilla muscorum (Pr. 3), 11: Pupilla triplicata (Pr. 4), 12: Vertigo angustior (Pr. 3), 13: Truncatellina cylindrica (Pr. 4), 14: Vallonia costata (Pr. 4), 15: Vallonia excentrica (Pr. 4), 16: Clausiliidae (Pr. 21), 17: Chondrula tridens (Pr. 4).

Plate 1: Molluscs of the main profile A, basin NN2.1: Valvata piscinalis (sample 4), 2: Bithynia tentaculata (sample 4), 3: B. tentaculata, Deckel (sample 4), 4: Lymnaea stagnalis (sample 21), 5: Anisus leucostoma (sample 21), 6: Gyraulus laevis (sample 4), 7: Nesovitra ham-monis (sample 4), 8: Limacidae/Agriolimacidae (sample 4), 9: Vitrina pel-lucida (sample 4), 10: Pupilla muscorum (sample 3), 11: Pupilla triplicata (sample 4), 12: Vertigo angustior (sample 3), 13: Truncatellina cylindrica (sample 4), 14: Vallonia costata (sample 4), 15: Vallonia excentrica (sample 4), 16: Clausiliidae (sample 21), 17: Chondrula tridens (sample 4).

entwickelt sein. Zu hoffen bleibt, dass durch weiteres undbessererhaltenesMaterialeinegesichertesystematischeZu-ordnungderFormmöglichwird.

Harmonierend mit den pollenanalytischen BefundenkannindieserfrühenPhasedesPaläosees imUmfeldeineparkähnliche Landschaft rekonstruiert werden. Die vorge-fundenen Gesellschaften verweisen insbesondere mit Ce-paeasp.,Truncatellina cylindrica,Vitrina pellucida,Vertigo pygmaea, Vitrina pellucida oder Vertigo pygmaea, Vertigo antivertigoundVertigo angustioraufwarmzeitlicheVerhält-nisse.KaltzeitlicheLeitartenfehlenvollständig.

WährenddieProben5und6nebenzahlreichenIndividu-envonSüßwasserschneckennochLandschnecken,z.B.Val-lonia costata, Pupilla muscorum, Truncatellina cylindricaundVertigo pygmaea, führen,nehmenindenProben7–18dieArten-undIndividuenzahlenstarkab.BeidenSüßwas-serartenbleibtjedochdieDominanzvonBithynia tentacu-

lata,Valvata piscinalisundGyraulus laevis erhalten.Zudemkonnte mit cf. Hydrobia sp. auch ein echter Salzanzeigernachgewiesen werden (siehe unten). Die geringen Indivi-duendichten machen es wahrscheinlich, dass die Art nichtimSeebeckenselbstlebte,sonderndassihrVorkommenanSalzwasseraustritte bzw. Salzanreicherungen im weiterenUmfeld der Fundstelle gebunden war. Die kleinen Gehäu-sedieserGruppekönnensehrleichtvonVögelnverschlepptoderdurchsedimentologischeProzesseeingetragenwerden.NachgewiesenwurdedieArtauchindemarchäologischenHauptfundhorizontNN2/2amnördlichenBeckenrand(5.3).

VonLandschneckenliegenz.B.mitVallonia costata,Val-lonia pulchella,Pupilla muscorum,Agriolimacidae/LimacidaeoderCepaeasp.nurnochganzvereinzelteNachweisevor.

DiedurchGips-AnreicherungengekennzeichnetSchluffeimBereichderProbe16(sieheoben)enthieltenkeineMol-luskenreste.

IndenProben19–23erhöhensichwiederdieArten-undIndividuendichtendeutlich.InderSüßwasserfaunasindzu-nächst,wie indenLiegendschichten,Bithynia tentaculata,Gyraulus laevisundValvata piscinalis vorherrschend.HinzutrittjetzterstmalsAnisus leucostoma. WeitereElementesindGyraulus crista,Radixcf.balthicaundLymnaea stagnalis.Auffälligist,dasszumHangenden,vorallemindenProben20–23,dieDominanzenvonBithyniatentaculata,Gyraulus laevisundValvata piscinalisstarkrückgängigsindunddie-seArtendurchAnisus leucostomaundGyraulus cristahin-sichtlich ihrer individuellenHäufigkeiten regelrecht ersetztwerden.Anisus leucostomaundGyraulus crista bevorzugenkleinebzw.flachepflanzenreicheGewässer.DieseEntwick-lung ist als ein deutliches Anzeichen für die zunehmendeVerflachung und Verlandung des Gewässers während desspätenEemszuwerten.GestütztwirddieseVermutungauchdurchdasimProfilerstmaligeAuftretenderamphibischle-bendenundebenfallsKleingewässerbevorzugendenSumpf-schneckeGalba truncatula.

InderhellgrauenKalkmudde(Pr.19)fehlenLandschne-ckenvollständig.SiefandensichaberingeringenIndividu-endichten in den Proben 20–23. Nachgewiesen wurde einVertreter des Succinea/Oxyloma-Komplexes, ein Bewohnervon nassen Gewässerufern oder Sümpfen. Relativ häufigist auchwiederderOffenlandbewohnerPupilla muscorumvertreten.VonSchließmundschnecken(Clausiliidae),haupt-sächlichBewohnervonGehölzstandorten, liegennurFrag-mentevor,diekeinenähereZuordnungerlauben.

Taf. 2: Fragment einer Orculidae? (Probe 4, Hauptprofil A, Becken NN2).

Plate 2: Fragment of a Orculidae? (sample 4, main profile A, basin NN2).


molluskenproben u5/6 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13

profi

lhöh

ein

m n

n

94,3

6–94

,75

94,6

1–94

,81

94,9

1–95

,11

95,2

1–95

,36

95,4

7–95

,67

95,8

6–96

,02

96,0

2–96

,18

96,1

8–96

,39

96,4

1–96

,76

96,7

6–97

,20

97,3

2–97

,62

97,6

6–97

,85

97,9

8–98

,20

98,3

5–98

,55

Wasser

cf. Hydrobia sp. - - - - - - - - - 1 - - - -Bithynia tentaculata (linnaeuS 1758) 3 41 3 425 887 92 6 1 8 5 8 Frg. - 4Bithynia laechii (Sheppard 1823) - - - - - - - - - - - - - -Valvata piscinalis (O. F. Müller 1774) - Frg. - 86 70 8 11 - 2 - 1 - - Frg.Lymnaea stagnalis (linnaeuS 1758) - - - - - - - - - - - - - -Stagnicola sp. - - - - - - - - - - - - - -Galba truncatula (O. F. Müller 1774) - - - - - - - - - - - - - -Radix cf. balthica (linnaeuS 1758) - - - 12 20 - 1 - 1 - - - - -Radix sp. - - - - - 1 - - - - - - - -Myxas glutinosa (O. F. Müller 1774) - - - - - - - - - - - - - -lymnaeidae Frg. Frg. Frg, Frg. Frg. Frg. Frg. Frg. Frg. Frg. Frg. Frg. Frg. Frg.Planorbis planorbis (linnaeuS 1758) - - - - - - - - - Frg. - - - -Anisus leucostoma (Millet 1813) - - - - - - - 1 - - - - - -Bathyomphalus contortus (linnaeuS 1758) - - - 2 - - - - - - - - - -

Gyraulus laevis (alder 1838) 1 Frg. - 542 742 112 43 1 4 20 3 - - Frg.Gyraulus crista (linnaeuS 1758) - - - 30 78 3 8 - 1 - - - - -Hippeutis complanatus (linnaeuS 1758) - - - 3 2 - - - - - - - - -Sphaerium corneum (linnaeuS 1758) Frg. Frg. - 2 k Frg. Frg. Frg. - Frg. Frg. Frg. Frg. Frg. -Pisidium subtruncatum MalM 1855 - - - 1 k - - - - - - - - - -Pisidium nitidum JenynS 1832 - - - - 3 k - - - - - - - - -Pisidium sp. - - - - - - - - - Frg. - - - -

Land

Succinea/Oxyloma-Komplex - - - - - - - - - - - - - -Succinella oblonga (draparnaud 1801) - - - - - - - - - - - - - -Cochlicopa lubrica (O. F. Müller 1774) - - - - - - - - - - - - - -Cochlicopa nitens (GallenStein 1848) - - - - - - - - - - - - - -Cochlicopa sp. - - - 1 - - - - - - - - - -Truncatellina cylindrica (FéruSSac 1807) - - - 3 15 3 1 - - - - - - -Vertigo pygmaea (draparnaud 1801) - - - 12 33 2 - - - - - - - -Vertigo antivertigo (draparnaud 1801) - - - - 1 - - - - - - - - -Vertigo angustior JeFFreyS 1830 - - - 1 - - - - - - - - - -Vertigo sp. - - - - - - - - - - - - - -Orculidae ? - - - - 1 - - - - - - - - -Pupilla muscorum (linnaeuS 1758) - - - 46 103 8 - - - - 1 - - -Pupilla triplicata (Studer 1820) - - - 1 2 - - - - - - - - -Vallonia costata (O. F. Müller 1774) - - - 379 719 54 12 - - - - - - Frg.Vallonia pulchella (O. F. Müller 1774) - - - 14 39 4 - - - - - - - -Vallonia excentrica Sterki 1892 - - - - 5 - - - - - - - - -Chondrula tridens (O. F. Müller 1774) - - - 14 12 - - - - - - - - -Vitrina pellucida (O. F. Müller 1774) - - - - 1 - - - - - - - - -Nesovitrea hammonis (StröM 1765) - - - 2 3 - - - - - - - - -agriolimacidae/limacidae - - - 4 5 1 - - - - - - - -Clausiliidae - - - - - - - - - - - - - -Fruticicola fruticum (O. F. Müller 1774) - - - Frg. Frg. - - - - - - - - -Trichia hispida (linnaeuS 1758) - - - - Frg. - - - - - - - - -Euomphalia strigella (draparnaud 1801) - - - Frg. Frg. - - - - - - - - -Arianta arbustorum (linnaeuS 1758) - - - Frg. Frg. - - - - - - - - -Cepaea sp. - - - Frg. Frg. - - - - - - - Frg. -Helicidae - - - Frg. Frg. Frg. - - - - - - - -Artenzahl 4 5 2 26 29 14 9 4 7 8 6 3 3 5individuenzahl 6 45 4 1589 2749 291 84 4 18 41 15 3 3 8

Tab. 4a: Mollusken aus dem Hauptprofil A von 2007, Becken NN2.

Tab. 4a: Molluscs of the main profile A from 2007, basin NN2.


molluskenproben 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25

profi

lhöh

ein

m n

n

98,7

4–98

,95

99,0

9–99

,37

99,7

0–99

,87

99,9

9–10

0,12

100,

12–1

00,2

7

100,

27–1

00,3

4

100,

34–1

00,3

6

100,

36–1

00,4

9

100,

49–1

00,6

6

100,

66–1

00,8

5

101,

0–10

1,15

101,

20–1

01,3

6

Wassercf. Hydrobia sp. 1 - - - - - - - - - - -Bithynia tentaculata (linnaeuS 1758) 10 7 - - 6 501 108 58 14 - - -Bithynia leachii (Sheppard 1823) - - - - - 1 - - - - - -Valvata piscinalis (O. F. Müller 1774) - - - - - 7 3 - - - - -Lymnaea stagnalis (linnaeuS 1758) - - - - - - - 25 1 11 - -Stagnicola sp. - - - - - - 1 - 8 - - -Galba truncatula (O. F. Müller 1774) - - - - - - 2 12 4 4 2 8Radix cf. balthica (linnaeuS 1758) - - - - - 34 17 131 - - - -Radix sp. - - - - - - - - 18 17 1 -Myxas glutinosa (O. F. Müller 1774) - - - - - - - 1 - - - -lymnaeidae Frg. Frg. - Frg. - Frg. Frg. Frg. Frg. Frg. Frg. Frg.Planorbis planorbis (linnaeuS 1758) - - - - - - Frg. 5 Frg. - - -Anisus leucostoma (Millet 1813) - 1 - - - 2 40 943 103 277 40 14Bathyomphalus contortus (linnaeuS 1758) - - - - - - - - - - - -Gyraulus laevis (alder 1838) 5 3 - - - 787 130 149 44 12 3 7Gyraulus crista (linnaeuS 1758) - - - - - 63 23 751 82 83 10 -Hippeutis complanatus (linnaeuS 1758) 1 - - - - 1 - - - - - -Sphaerium corneum (linnaeuS 1758) - Frg. - - - - - - - - - -Pisidium subtruncatum malm 1855 - - - - - - - - - - - -Pisidium nitidum Jenyns 1832 - - - - - - - - - - - -Pisidium sp. - - - - - - - - - - - -LandSuccinea/Oxyloma-Komplex - - - - - - 1 5 - 13 2 1Succinella oblonga (draparnaud 1801) - - - - - - - - - - 8 17Cochlicopa lubrica (O. F. Müller 1774) - - - - - - - - - - - 1Cochlicopa nitens (GallenStein 1848) - - - - - - - - - - - 1Cochlicopa sp. - - - - - - - - - - - -Truncatellina cylindrica (FéruSSac 1807) - - - - - - - - - - - -Vertigo pygmaea (draparnaud 1801) - - - - - - - - - - - 1Vertigo antivertigo (draparnaud 1801) - - - - - - - - - - - -Vertigo angustior JeFFreyS 1830 - - - - - - - - - - 2 -Vertigo sp. - - - - - - - Frg. - - - -Orculidae ? - - - - - - - - - - - -Pupilla muscorum (linnaeuS 1758) - - - - - - 2 2 - 6 19 75Pupilla triplicata (Studer 1820) - - - - - - - - - - - -Vallonia costata (O. F. Müller 1774) - - - - - - - - - - - -Vallonia pulchella (O. F. Müller 1774) 3 4 - - - - - 1 - - - 2Vallonia excentrica Sterki 1892 - - - - - - - - - - 1 1Chondrula tridens (O. F. müller 1774) - - - - - - - - - - - -Vitrina pellucida (O. F. müller 1774) - - - - - - - - - - - -Nesovitrea hammonis (StröM 1765) - - - - - - - - - - - -agriolimacidae/limacidae - 2 - - - - 2 5 - - - -Clausiliidae - - - - - - - Frg. - - - -Fruticicola fruticum (O. F. Müller 1774) - - - - - - - - - - - -Trichia hispida (linnaeuS 1758) - - - - - - - - - 1 1 3Euomphalia strigella (draparnaud 1801) - - - - - - - - - - - -Arianta arbustorum (linnaeuS 1758) - - - - - - - - - - - Frg.Cepaea sp. - - - - - - - - - - - -Helicidae - - - - - - - - - - - Frg.Artenzahl 6 9 0 1 1 9 13 16 10 10 12 15individuenzahl 21 21 0 1 6 1397 331 2091 276 425 90 135

Tab. 4b: Mollusken aus dem Hauptprofil A von 2007, Becken NN2.

Tab. 4b: Molluscs of the main profile A from 2007, basin NN2.


Die bräunlichen schluffigen Sande der Proben 24 und 25repräsentieren pollenanalytisch bereits die frühe Weich-selkaltzeit. In der Süßwasserfauna überwiegt jetzt Anisus leucostoma,wasaufeinflachesStillgewässerverweist.Dieterrestrische Fauna ist vor allem durch die starke indivi-duelle Zunahme von Offenlandelementen gekennzeich-net. Relativ häufig sind Feuchtlandbewohner, z. B. mitSuccinea/Oxyloma, Cochlicopa nitens oder Vertigo angus-tior. ImVergleich zur Eem-Basis kann deshalb von einerausgedehnteren Sumpfvegetation ausgegangen werden,was ebenfalls mit der zunehmendenVerflachung des See-beckens interpretiert werden kann. Größere individuelleHäufigkeiten erreichten Pupilla muscorum und Succinella oblonga. Diese Arten bevorzugen trockene bis mesophi-le, offene Habitate. In diesem Lebensraum finden sich z.B.auchCochlicopa lubrica,Vertigo pygmaea,Vallonia ex-centrica und Trichia hispida. Ausgesprochene kaltzeitli-che Leitarten fehlen. Diese konnten aber unmittelbar imBereich des Hauptaufschlusses von 2007 bereits 2003 inSchluffen aus dem Profil B1 (Abb. 4: Pr. 20) mit Vallonia tenuilabrisbestätigtwerden.

Das Hydrobia-ProblemDiequartärenBinnenland-Vorkommenvoncf.Hydrobiasp.in Mitteldeutschland sind für Mitteleuropa einmalig (zu-sammenfassend Meng et al. 2004). DieVorkommen nörd-lich des Thüringer Waldes sowie im Umfeld des Harzes(Thüringen und Sachsen-Anhalt, Abb. 1) sind an salzhal-tige Grund- und Quellwasseraustritte gebunden, die vomSalinar des Zechsteins, des Röts oder des Mittleren Mu-schelkalkes gespeist werden. Bekannt geworden sind vorallem die holozänen Massenvorkommen von cf. Hydrobiasp. imGebietderMansfelderSeenbeiHalle(z.B.Clessin1877, Goldfuss 1900).Weniger bekannt sind dagegen diezahlreichen Funde aus dem Pleistozän (zusammenfassendMengetal.2004).DieältestenNachweisevoncf.Hydrobiasp. inMitteldeutschland stammenausdemaltpleistozänenTegelen-Komplex (Zeuchfeld bei Freyburg/Unstrut, Kalbs-rieth).WeitereFundesindbekanntausdemunterenSaale-Komplex (Köchstedt/Salzmünde, Karsdorf, Krumpa, Hun-disburg),ausderEem-Warmzeit(Taubach,Neumark-Nord,Mansfelder Seen) sowie aus derWeichsel-Kaltzeit (Mans-felderSeen).NebendenbekanntenholozänenVorkommenderMansfelderSeen fanden sichauchzahlreicheholozäneund subrezente Nachweise in der Umgebung von ArternundwestlichvonMagdeburg(Abb.1).

Die Hydrobiidae innerhalb der Rissooidae gelten alsäußerst schwer determinierbare Gruppe. Zudem existiertbis heute keine einheitliche Systematik. Eine sichere Be-arbeitung ist nur mit Hilfe anatomischer sowie moleku-largenetischer Methoden möglich. Die Bewertung gehäu-semorphologischer Merkmale ist wegen der Ähnlichkeitder Gehäuse problematisch. Das Aussterbedatum von cf.Hydrobiasp.inMitteldeutschlandkonntebishernichtkon-kret belegt werden. Aufgrund ihrer Vorkommen, z. B. indenMansfelderSeen,mussmanaberdavonausgehen,dassdieVerbreitung der Art schon seit dem späten Mittelalterstarkrückläufigwar.DainMitteldeutschlandaktuellkeineLebendvorkommenbekanntsind,könnennurGehäusebe-rücksichtigt werden. Bisher gelang deshalb keine gesicher-teZuordnungdesvorliegendenMaterials.

ImklassischenSinnehandeltessichbeidenVorkommenderMansfelder Seen um Hydrobia stagnorum bzw. Hydrobia ventrosa, neu Ventrosia ventrosa (vgl. Götting 2008). Be-trachtetmanaberdieGehäuseverschiedenerVorkommeninMitteldeutschland (Taf. 3), wird zudem deutlich, dass z.T.erhebliche morphologische Unterschiede, insbesondere beider Gehäusebreite, der Wölbung der Umgänge sowie derAusbildungdesNabelsbestehen.ZuallerProblematikistal-so auch davon auszugehen, dass in Mitteldeutschland vondieserGruppemehrereArtenvorkamen.DieFormvonNeu-mark-Nord istbeispielsweise relativ schlank,dieUmgängesindweniger starkgewölbtundderNabel ist lediglichalsschwacherSchlitzausgebildet.

4.3.5 Kleinvertebraten (s. meng)

FischeHäufig fanden sich im Profil auch isolierte Fischreste, bei-spielsweiseindenProbenU5/6,3–5,8und18–22.BearbeitetwurdendieFischevonDr.G.Böhme,Berlin.Teilergebnisseliegenvorallemausderfundreicheneemzeitlichenhellgrau-enKalkmudde(Pr.19)vor.DieFaunasetztsichausRotfeder(Scardinius erytrophthalmus),Karausche(Carassius carassi-us),Schleie(Tinca tinca),Flussbarsch(Perca fluviatilis) undHecht (Esox lucius)zusammen.DerFlussbarschkonnte imProfilschonspätsaalezeitlich(Pr.U5/6)belegtwerden.DieseFischgemeinschaftentsprichtetwaderausdemBeckenNN1bekanntenFauna(Böhme2010),welchetypischistfürFlach-landseen.

KleinsäugerAusdenMolluskenprobenkonntennurwenigedeterminier-bareKleinsäugerrestegeborgenwerden.EshandeltsichumMolarenvonMicrotus arvalis–Feldmaus(Pr.3)undTalpasp.–Maulwurf(Pr.4).DieseArtenunterstreichenebenfallsden offeneren Charakter der Habitatstrukturen, besondersim Übergang Saale-Spätglazial/Eem. Die KleinsäugerrestebearbeiteteDr.L.Maul,Weimar.

Taf. 3: Brackwasserschnecke cf. Hydrobia sp. aus Sachsen-Anhalt: 1. Mans-felder Seen, Holozän; 2. Köchstedt, Corbicula-Schotter des unteren Saale-Komplexes; 3. archäologischer Hauptfundhorizont NN2/2, Eem, Neumark-Nord 2.

Plate 3: Brackish water snail cf. Hydrobia sp. from Saxony-Anhalt: 1. Mans-feld lakes, Holocene, 2. Köchstedt, Corbicula-gravels, Lower Saalian, 3. Main range of the archaeological findings NN2/2, Eemian, NN2.


4.4 Lithologie der Profile b1, b2 und C (s. wansa)

Ergänzend zum Hauptprofil A sind weitere Detailaufnah-menindieBetrachtungeinbezogenworden.SiegebenAuf-schlussüberdieDifferenziertheitderAblagerungenimBe-ckenNN2.

Bereits im Herbst 2003 bot sich im Profil B1, ca. 10 msüdlichvomHauptprofilAundebenfalls imzentralenBe-ckenbereich gelegen, die Möglichkeit, den oberenTeil derBeckenfüllung zu dokumentieren, wobei die Profilsäulenoch etwas weiter in das Hangende reicht als im Haupt-profilA(Abb.6).DieSchichtenfolgeistderimProfilAähn-lich, und auch die Analysenergebnisse der Proben B1/15–B1/22 stimmen, bis auf die in 4.3.1 erwähnte DiskrepanzbeimKarbonatgehaltderKalkmudde, imWesentlichenmitdenenausProfilAüberein.

Im Juni 2004 wurden im Profil B2, einem 3 m tiefenSchurf, der an das Profil B1 anschließt, die Schichten un-mittelbar im Liegenden der markanten Mudde-Wechsella-gerung untersucht (Abb. 13).Wie im Profil A treten auchhier starkeGipsausfällungen (überwiegendamorph,unter-geordnet Kristallbildungen) verbunden mit Eisenoxidab-sätzenaufTrennflächenundanWurzelröhrenauf.DiePro-ben 80–85 entsprechen etwa dem Profilabschnitt der Pro-ben12–16inProfilA.WährenddieSchluffeinAzumHan-genden(bisPr.14)kontinuierlichfeinkörnigerwerdenundauchdarübernochTongehalteum30 %aufweisen,variiertdie Kornverteilung hier etwas stärker. Auffällig sind vorallem die grauweißen Grobschlufflinsen (Pr. 82), die wohlmit den horizontbeständigen Feinsandlinsen zwischen denProben 12 und 13 im Profil A korrespondieren, sowie derdunkelbraungrauesehrstarktonige(46 %)SchluffvonPro-be83.DieKalkgehaltenehmenähnlichwieinProfilAzumHangendenab(Pr.82:10 %,Pr.85:3 %).DieDetailaufnah-me (Abb. 13) zeigt auch, dass manche Schichten auskeilenoderanVerwerfungenbisca.20 cm(ineinemNachbarauf-schlussbis30 cm)versetztseinkönnen.

DesWeiterenwurdeimMärz2007dasca.15 mnordwest-lichvonHauptprofilA imNiveauvon97,5bis98,7mNNgelegeneProfil Cdokumentiert.Hierstandenandernördli-chenBeckenflankegeschichteteSchluffean,die–vergleich-bar dem Beckenzentrum (Profil A) – durch auffällige, anStratengebundeneLagerungsstörungen(Fließtexturen)cha-rakterisiert waren. Sowohl die Gefügeausbildung als auchdieAnalytik (Kornverteilung,Kalkgehalt) legennahe,dassderhieraufgeschlosseneProfilabschnittdemca.2m tiefergelegenenAbschnittderProben3–9imProfilAentspricht.DanachfallendieseSchichtenanderBeckenflankezwischendenbeidenProfilenmit7–8° ein.

4.5 Hangendschichten (s. wansa)

DieSeeablagerungengehenimHangendenineineperigla-ziäre Schichtenfolge über, die zwar im Bereich des Haupt-profils A bis auf den Basisbereich abgetragen war, aberdurch mehrere unweit davon erhalteneTeilprofile rekons-truiertwerdenkonnte.DieErgebnissederGeländeaufnah-menvon2003und2004undderLaboranalytik sollenhiernur synoptischwiedergegebenwerden. FürDetailinforma-tionenseiaufLaurat&Brühl(2006),Lauratetal.(2007)sowieMania(2010a)verwiesen.

Der im Hauptprofil A nur partiell erhalteneVerzahnungs-bereichvontonig-sandigemSeeschluffmit teils schwemm-lössartigen Fließerden ist im Profil B1 ca. 70 cm mächtig(Abb.6:Pr.B1/22,vgl.4.3.1).Erwirdhierdurcheinehelle,meistwenigerals10 cm,max.30 cmmächtigeSandschichtbedeckt, die auch wegen umfangreicher Artefaktfundeals Ufersand interpretiert wurde (archäologischer Fund-horizont NN2/0, Laurat & Brühl 2006). Im Hangendenschließtsicheindunkles,nurwenigeZentimetermächtigeskalkfreiesBodensedimentan,dasmöglicherweiseausstarkzersetztemTorfhervorgegangenist(Abb.6:Pr.B1/24).Dar-überfolgenwenigeDezimeterkalkfreierolivgrauerSchluffmitSandlagenundca.0,5msandiger,fein-undgrobkiesi-ger Mittelkies, der als fluviatiler Schotter angesehen wirdund ebenfalls zahlreiche Artefakte enthält (FundkomplexNN4).DieGeröllzusammensetzungweistmitmehrals30 %Kristallin und Feuerstein eine sehr hohe nordische Kom-ponente auf, die nur durch Umlagerungen aus glaziäremMaterial der näheren Umgebung erklärbar ist. Weiterewesentliche Bestandteile des Geröllspektrums sind Quarz,Quarzit, Kalkstein und Porphyr. Das Spektrum der weni-genausdemUfersandgewonnenenGeröllezeigteineähn-lichepetrographischeZusammensetzung.

WährendderfluviatileSchotter imGebietvonNN2ni-veaubeständig (zwischen 102 und 103 m NN) verfolgbarist, werden die liegenden weichselzeitlichen Sedimentesowie die eemzeitlichen Ufersedimente am nördlichen Be-ckenrand durch eine auffällige Diskordanz gekappt. DerEinschnitt erfolgte wahrscheinlich fluviatil, doch ist dieentstandene Hohlform schnell durch Fließerden verfülltworden.DieseenthaltenKiesnestermiteinerderdesüber-greifenden Schotters nahezu identischen Geröllzusammen-setzung.

2 3 4 m10

Oxid

ata

tio

nsfle

cke

85

84

83

81

80

82

100

99

98

Ica. m NN

Schluff, sehr stark tonig

Schluff, stark tonig, sandig

Schluff, schwach tonig

Grobschluff

80

E W

101

Gips-Ausfällungen

Trennflächedeutlich / undeutlich

Probe

Algenmudde

Schluff- und DetritusmuddeKalkmudde

Lithologische Grenze,(meist unscharf)

Versturzmaterial ander Schurfbasis

Abb. 13: Profil B2, Aufnahme Juni 2004.

Fig. 13: Profile B2, documentation June 2004.


UnmittelbarnördlichdesBeckensNN2wardasHangendedes Schotters aufgeschlossen. Die mehr als 5 m umfassen-deSedimentfolgebestehtindenunterenca.3 mausgrob-schluffig-feinsandigen bis tonig-schluffigen Stillwasserab-lagerungenmitFließerde-undSandeinschaltungenundimoberenTeilausSchwemmlössundLöss.Derheterogenauf-gebaute untere Teil weist horizontgebundene Oxidations-und Reduktionsmerkmale auf, die schwache hydromorpheBodenbildungenanzeigen.

ImNiveauzwischenca.103und104m NNwarennörd-lich des Beckens NN2 örtlich zwei auf Fließerden entwi-ckelte humose Horizonte zu beobachten, die R. Ruske(freundl. mündl. Mitt.) dem Naumburger Bodenkomplexzugeordnethat.

IndenperiglaziärenDeckschichtentretenhorizontgebun-denFroststruktureninErscheinung,meistinFormkleindi-mensionalerKryoturbationenoderEiskeile,dieanDenuda-tionsflächenansetzen.Hervorgehobenseiendieimhangen-denLössbeobachtetenbisca.2,5 mtiefen,meistschmalen,abervielgestaltigen,imunterenTeilnuralsRissverfolgba-renEiskeile.

5 das becken nn2 im vergleich mit dem becken nn1

5.1 sedimentationsbedingungen (s. wansa, J. luckert, s. meng & J. strahl)

DieBasisdesBeckens NN2bildetdieSaale-GrundmoränederZeitz-Phase(4.2).AufgrundihrerPositionineinerRand-senke zwischen Kohleaufragungen konnte sich über derGrundmoräneeineabflussloseHohlformentwickeln,dieinAnbetracht der nahezu vollständig nachgewiesenen saale-spätglazialenundeemzeitlichenSequenzüberweitmehrals10 000Jahre(Tab.2)alsSedimentfallediente.Unklarist,inwelchemexaktenZeitraumzwischendererstenSaale-Ver-gletscherungunddemEndedesSaale-KomplexesdieRand-senkenbildung erfolgte. Im Falle einer relativ frühzeitigenAnlage–bereitswährendderVergletscherung–wäredavonauszugehen,dassdieHohlformbiszumWarthe-StadiummitToteisplombiertwar,dadieerstenpalynologischenBelegeindasEndedesSaale-Pleniglazialsdatieren(PZA,Abb.10).

DieSeeablagerungendesunterstenProfilabschnittes(90,4bisca.92,5mNN)zeichnensichdurcheinbreitesKornspek-trumundgeringeSortierungaus,wasdaraufhindeutet,dassnachdemBeginnderFlachseebildungzunächstderumge-bende saalezeitliche Geschiebemergel partiell abgetragenund als Umlagerungsprodukt am Seeboden resedimentiertwurde.DafürsprechenauchdiehohenTonmineralgehaltebisindasNiveauvon92,0m NN.DerallmählichesteteAnstiegderQuarzgehaltevon< 30Masse-%imunterstenMeterderBeckenfüllungauf> 50Masse-%,verbundenmiteinemdeut-lichenAnstiegdesSchluffanteilssowieleichterhöhtenKalk-gehaltenberuhenwahrscheinlichaufzunehmendemEintragäolischenMaterialsbzw.derErosionvonLössablagerungeninderUmgebung.DieseEntwicklung setzt sichzumHan-gendenfort,gefördertdurchdiebisweitindasEemhineinoffeneWaldlandschaft,undwirderstdurchdieZunahmedesTongehaltesabca.98,5m NNunddienachfolgendeBildungvonMuddenunterbrochen.MitdemÜbergangzurWeich-sel-KaltzeitsinddannwiederhöhereGrobschluff-Anteilezuverzeichnen.DieAnnahmedesdifferenziertenEintragsäo-

lischerBildungenwirddurchdieErgebnissederpalynologi-schenUntersuchungengestützt(4.3.3).

ImBeckenzentrumsinddieSedimentationsbedingungenim Bereich von 92,5–96 m NN relativ konstant geblieben.Darüber lassen stratengebundene, synsedimentäre Fließ-gefüge auf eine relativ rasche Akkumulation und stärke-ren lateralenEintragschließen.Dabeidürftensichdieengbegrenzte räumliche Ausdehnung der Sedimentfalle sowiedierelativsteilenBeckenflankenaufdiegravitativenBewe-gungenimBeckenzentrumbegünstigendausgewirkthaben.Molluskenanhäufungenverweisen indiesemAbschnittaufeinverändertesStrömungsregime,wobeieinetemporäreSe-dimentzufuhr über ein Fließgewässer nicht ausgeschlossenwerdenkann.Sumpfartenfehlenhierfastvollständig.

Der gestörteBereich (ca. 96–97m NN)gehört größten-teils zur eemzeitlichen PZ 4, so dass eine Aktivierung desKohlediapirismusalsUrsachefürdieSchichtdeformationenwenigwahrscheinlichist(vgl.Thomae1990).DieaußerdembeobachtetenZerrungsstruktureninFormvonkleindimen-sionalenAbschiebungensindvermutlichdurchKompaktionundSetzungderSeeablagerungenentstanden.

Die zunehmende Kornverfeinerung zum HangendenunddasAbklingenderLagerungsstörungendeutenaufei-ne zunächst ruhigere Sedimentation bei etwas erhöhtemSeespiegelhin.DafürsprechensowohldiepalynologischenalsauchdiemalakologischenBefundehinsichtlichdesFeh-lens Flachwasser anzeigender Algen und Mollusken. DieimBereichderPZ5beica.98,5m NNbeobachtete„gleyar-tige“ Nassbodenbildung (Laurat et al. 2007), die darübereinsetzenden Gipsausblühungen bei gleichzeitiger Abnah-medesKalkgehaltessowiedieimNiveauvon99–100m NNauftretendenWurzelröhren zeigen nachfolgend eine Redu-zierung der Seespiegelhöhe (vermutlich mit zeitweiligemTrockenfallen) an. Dies unterstreichen auch die palynolo-gischen Belege verschiedener Jochalgen und die verstärkteAusbreitung von Röhrichten bei insgesamt sehr schlechterPollen-undSporenkonservierung.

DieKalkmudde zwischendenbeidenorganischgepräg-tenLagensowiediehangendemolluskenreicheKalkmudde(Abb. 6 und 9) repräsentierenWiederbelebungsphasen derlimnischenSedimentationunterz.T.extremenFlachwasser-bedingungenwährenddereemzeitlichenSchattholz-undab-schließendenLichtholzphase(PZ7–9,Abb.10),diemitdemÜbergang in das Weichsel-Frühglazial durch Schluffe undSandeabgelöstwurden.

Aus den überlieferten Mächtigkeiten der die einzelnenPollenzonen in Hauptprofil A repräsentierenden Sedi-menteundderDauerderPollenzonen (Tab. 2) lassen sichfolgende Sedimentationsraten ableiten: PZ 4 (und PZ 3):0,9mm/a,PZ5:2,6mm/a,PZ6–9:0,1mm/a.EshandeltsichhierbeiumMittelwerte,diekaumRückschlüsseaufdietat-sächliche Dynamik des Sedimentationsgeschehens zulas-sen. Insbesondere der geringeWert im Bereich der stärkerorganisch bzw. karbonatisch ausgebildeten Sedimente derPZ6–9dürftedurchKompaktionbeeinflusstsein.

ImProfilwarenvisuellkeineDiskordanzenoderSchicht-lücken erkennbar, die eine Mehrphasigkeit der Beckenbil-dung oder längere Sedimentationsruhe anzeigen würden.Dies wird durch die palynologischen Befunde soweit be-stätigt, abgesehen von fehlenden Schichtgliedern des Saa-le-Spätglazials (PZ B, C 2) und der frühen Eem-Warmzeit


(PZ1),dieentwederaufgearbeitetoderaufgrundzugerin-ger Sedimentationsraten bei der Beprobung nicht erfasstwurden.

Am nördlichen Beckenrand waren zeitweilig imposantestaffelbruchartigeAbschiebungenaufgeschlossen.Siewarenantithetisch orientiert und wiesenVersatzbeträge bis etwa20 cmauf.UntergeordnettratenauchsynthetischeVerwer-fungen sowie Grabenstrukturen auf. DieseWeitungstekto-nik, die in abgeschwächter Form auch im Beckenzentrumauftrat (4.4undAbb. 13), resultiertwohlausSetzungsvor-gängen infolge der auflastbedingten Kompaktion von See-sedimenten im zentralen Beckenbereich. Allerdings kanneine späte (frühweichselzeitliche?) WiederbelebungsphasedesKohlediapirismusalsUrsachenichtvöllig ausgeschlos-senwerden.

Dasehemalsca.600x400mgroße,ovale,NW–SEorien-tierteBecken NN1(Mania2004)warwohlumeinVielfachesgrößeralsdasBeckenNN2,auchwenndessenursprünglicheGesamtflächeunbekanntist(siehe4.1).DieBasisbeider,in-folgeKohlediapirismusentstandenerHohlformenbildetdieErsteSaale-Grundmoräne,überdernochunterkaltklimati-schen Bedingungen die limnische Sedimentation einsetzte.Aus NN1 wurde eine bis ca. 3,5 m mächtige Sedimentfol-ge mit Bänderton, Schmelzwassersand und Beckenschluffbeschrieben(Mania1990,2004,Maniaetal.2008),inNN2sindesvorallem5mmächtigeSeeschluffe(und-tone)diein Kornverteilung und mineralogischer Zusammensetzungeine markante Zweiteilung erkennen lassen. Die darüberlagerndewarmzeitlicheSequenzist inNN1deutlichmäch-tigeralsinNN2undweistauchlithologischeUnterschiedeauf.WährendinNN1vorwiegendDetritusmudden,z.T.inWechsellagerung mit anderen Muddearten undTorf akku-muliertwurden(zuletztManiaetal.2008,2010,Abb.14),istdieAbfolgeinNN2klastischergeprägt.HierwurdendieSee-schluffeerstimjüngerenEem(PZ6–8)durchDetritus-undnachfolgendKalk-undAlgenmuddeabgelöst.Dementspre-chendunterschiedlichistauchderErhaltungszustandderPa-lynomorphen,dersichvorallemhinsichtlichderNichterhal-tungkorrosionsanfälligerSporomorphen,z.B.derEibeundEsche,sehrnachteiligbeiderpalynologischenInterpretationauswirkenkann.

Für die unterschiedlichen lithologischen EntwicklungenderSedimentfüllungenderBeckenNN1undNN2kommenmehrere Ursachen in Betracht.Von entscheidender Bedeu-tung dürfte die stark differierende Dimension der beidenBeckengewesensein.ZudemsinddieFlankendesBeckensNN2 zumindest örtlich deutlich steiler, wodurch die late-rale Materialzufuhr begünstigt wurde. Außerdem mussmit Modifizierungen durch unterschiedliche Wassertiefenoder diachrone gravitative Bewegungen im Untergrundgerechnet werden. Das Niveau der zentralen Beckenba-sis liegt wohl in NN2 um einige Meter höher als in NN1.In NN2 reicht die Grundmoränen-Oberfläche im Becken-tiefsten nach geoelektrischen Messungen bis ca. 85 m NN(Abb.2und3,Rappsilber2004b),inderRammkernsondie-rung wurde sie bei 90,4 m NN festgestellt. Für die BasisderBeckensedimenteinNN1gebenThomae&Rappsilber(2010)unterBezugnahmeaufeineBohrung81,4m NNan.

NachMania(1990),Thomae(1990),Maniaetal. (2008,2010) und Mania (2010a) werden die interglazialen See-ablagerungen des Beckens NN1 von zwei jeweils 5–6 m

mächtigenperiglaziärenFolgenüberlagert, die imWesent-lichenausLössundLössderivatenbestehenundDenudati-onshorizonte sowie Froststrukturen enthalten. Die beidenFolgen sind durch einen Bodenkomplex mit zwei Humus-gleyenvoneinandergetrennt.FürMania(1990,1994)stelltdie Ausbildung der mächtigen Periglaziärsedimente eingewichtiges stratigraphisches Argument dar, dem jedochbereits von Litt (1994b) plausibel widersprochen wurde.Mania et al. (2008) verbinden die untere periglaziäre Fol-gevonNN1mitdenbasalenSedimentenvonNN2,womitdie Diachronie der Becken NN1 und NN2 belegt werdensoll. Diese Darstellung ist wegen der Charakteristik dersaalezeitlichen Seeablagerungen in NN2 abzulehnen (siehediesesKap. sowie 4.3.1und 4.3.3.1). Es ist vielmehrdavonauszugehen,dassdieperiglaziärenDeckschichtenvonNN1ihre Entsprechung in den ebenfalls durch hydromorpheBodenbildungen gegliederten, wenn auch geringer mäch-tigen Hangendschichten am nördlichen Rand des BeckensNN2finden(4.5).

5.2 Palynostratigraphie (J. strahl)

Ausgangspunkt der pollenstratigraphischen Diskussion istdie bis dato altersmäßig unterschiedliche Deutung der Se-dimentfüllungen der Becken NN1 und NN2. Die in einerVielzahlvonPublikationenderArbeitsgruppevonD.Maniaangeführtengenetischen,sedimentologischenundbiostrati-

3

2

1

139 13 ka141 9 ka

Saale

(Drenthe)

144 14 ka

Weichsel

NMN 4

Neu 1N 1

NMN 3

N 2N 3

N 4

333

11

6

5

4

9

10

8

7

12

UmlagerungshorizontSchluffmudde

Mudden

Obere und UntereUferzone mit Anmoorund Muddesand

Schmelzwassersand

Mudden

Anmoor / Mudde

Beckenschluff

Bänderton

Geschiebemergel

Umlagerungshorizont

Mudden und Torf

Untere periglaziäre Serie(Lösse, Lössderivate,Frostspalten)

Eem

132 12 ka

Abb. 14: Sedimentsequenz von Neumark-Nord 1 mit lithologischen Sedi-mentkomplexen 1 bis 12 (nach Mania 2004, Mania et al. 2010, Hangend-bereich nicht vollständig abgebildet) und Ergebnissen von Lumineszenz-Altersbestimmungen (vgl. Tab. 6), Profilhöhe ca. 22 m.

Fig. 14: Sediment sequence of Neumark-Nord 1 with lithological complexes 1–12 (after Mania 2004, Mania et al. 2010, top-section not shown), sample numbers and results of luminescence age determinations (see table 6), length of the profile about 22 m.


graphischenArgumentemündetenletztendlich(Maniaetal.2008,2010)ineinerEinstufungderinterglazialenAblagerun-genhinsichtlich

• des Beckens NN1 in das Intra-Saale (sogenannte Neu-mark-Nord-Warmzeit inklusive dem unteren und obe-ren archäologischen Fundhorizont NN1, Laurat et al.2006),

• dem im Becken NN2 aufgefundenen archäologischenHauptfundhorizont NN2/2 in eine darauffolgende wei-tere(!),palynostratigraphischjedochnichtdefinierteprä-warthezeitlicheWarmzeitund

• der darüber folgenden warmzeitlichen Ablagerungeninklusive des Fundkomplexes NN2/1 in das Eem-Inter-glazial.

Diesbezüglich wurden zum wiederholten Male (zuletztMania et al. 2010, Seifert-Eulen 2010) die nachfolgendzu diskutierenden palynostratigraphischen Argumen-te von Seifert (1990 und in Mania 1992) zur Untermau-erung eines intrasaalezeitlichen Alters des Interglazialsvon Neumark-Nord 1 in nahezu unveränderter Form zi-tiert.DeninzwischenvorliegendenArbeitenvonvorallemLitt (1994a, b), aber nachfolgend auch von Kremenetski(inBoettgeretal.2005,2007),diedieseArgumentenichtnur entkräfteten, sondern auch ein eemzeitliches Alterklar herausstellten, wurde dabei keine oder nur randlichBeachtung geschenkt. Die Behauptung von Mania et al.(2010: 40),Litt (1994a) ignorieredie stratigraphischenAr-gumente,dieeinerZuordnungzumEemwidersprächen,istfalsch, da in der angeführten Arbeit auf den S. 37–40 ex-plizitdaraufeingegangenwird.ZurückzuweisensindauchfolgendeAusführungenbezüglichderpalynologischenUn-terschiede zwischenNeumark-NordundanderenEem-Ab-folgen in Mania et al. (2010: 40): „Auffällig ist, dass dieseUnterschiedevondenGegnerneinesstärkermitWarmzei-ten untergliederten Saale-Komplexes nicht angenommenund ignoriert werden.“ Die Untergliederung des glaziärenTeiles des Saale-Komplexes durch Warmzeiten ist obsolet(siehe 1). Zudem werden die palynologischen Differenzenhiernochmalsausführlichdiskutiert.

Ebenso ist die durch Mania et al. (2010) vorgenomme-neCharakterisierungderDiagrammevonLitt(1994a)undKremenetski (inBoettgeret al. 2007) als inderAbfolgeder einzelnen Pollenklassen zu glatt und pauschal erschei-nend,nichtzutreffend,wienachfolgendaufgezeigtwerdenwird.

Nach Seifert (1990, in Mania 1992) bzw. ergänztSeifert-Eulen(2010)sowieManiaetal.(2008,2010)spre-chen folgende, in der Abb. 11b hervorgehobene, palynolo-gischeArgumentegegeneineEinstufungderSedimentfül-lungdesBeckensNN1indieEem-Warmzeit:

1.die Maximal-Verbreitung der Fichte noch während derHauptverbreitungderHaselundvorderHauptverbrei-tungderHainbuche,

2.dasVorkommenderTannelediglichwährendderHain-buchenphaseunddamiteininsgesamtanderesvegetati-onsgeschichtlichesVerhaltenvonHainbuche,FichteundTannealsinanderenEem-Vorkommen,

3.dieMaximalausbreitungderEibevorderHasel,4.die Maximalausbreitung der Ulme erst zu Beginn der

Hainbuchen-Phase,

5.die nicht allmähliche Ausbreitung der Eiche, sondernihrsehrunruhigerKurvenverlauf,derinerneuteGipfelwährend der Hainbuchen-Phase mündet sowie insge-samtdeutlichhöherePollenfrequenzenalsnormalerwei-seimEem,

6.derständighoheAnteilvonKräuternundGräsernund7.dasFehlenderSerbischenFichte(Picea omoricoides)(von

Seifert-Eulen2010nichtmehrangeführt).

Die von Seifert bzw. Seifert-Eulen als grundsätzlicheAbweichungen gegenüber der prinzipiellen eemzeitlichenWaldsukzession diskutierten besonderen, palynostrati-graphisch gedeuteten Merkmale treffen, so sie tatsächlichvegetationsgeschichtlicher Natur sind, in der Zusammen-schau(vgl.Abb.11)auchaufdasBeckenNN2zu.EinTeildieserArgumentegeht jedochursächlichaufdieSedimen-tations-undProbennahmeumständezurück.

Weitere,vorallemvonSeifert-Eulen(2010)angeführteGründe (Vorkommen desTatarischen Ahorns, Ausbildungvon Eichensteppenwäldern) berücksichtigen nicht ausrei-chend den durch seine zentrale Lage im MitteldeutschenTrockengebietbedingtenklimatischenSonderstatusdesnochheutedeutlichsubkontinentalgeprägtenUntersuchungsrau-mes.SiekönnenletztendlichinderkomplexenBetrachtungnicht,wieschondurchLitt(1994a,b)fürdasBeckenNN1eingehenderläutert,alstriftigeGründegegeneineemzeitli-chesAlterangeführtwerden.Randlichangemerktsei,dasssowohlderEutrophierungsgradalsauchSalzeinflüsse(bei-desauchfürNN2zutreffend!)keineRelevanz fürdie stra-tigraphischePositionwarmzeitlicherAblagerungenbesitzen(siehe rezente Salzstellen) und dasVorkommen NN1 nichtüber der holsteinzeitlichen KörbisdorferTerrasse (Seifert-Eulen2010:271),sondernüberdererstenSaale-Grundmo-räne liegt.ZudenweiterhinvonSeifert-Eulen (2010)alsBelegfüreinhöheresAlteralsEemangeführtenTL-Alternsiehe6.1.

Bei der Bewertung dieser ausgewiesenen palynostrati-graphischen Besonderheiten über denVergleich der bisherpublizierten Pollendiagramme, spielt die Ausbildung vonHiateneinewesentlicheRolle.Zumeinensinddiestatsäch-licheSedimentationslückeninfolgederEinschaltungsandi-ger Ablagerungen bei ufernaher Profillage (Profil Seifertbzw.Seifert-EuleninNN1)oderErosion(HauptprofilAinNN2).Zumanderenkannessichaberauchumsekundäre,durch die gewählten Probenabstände verursachte Hiatenhandeln.SoumfasstkeinesderinAbb.11vergleichendvor-gestellten Profile sowie auch das von Kremenetski (2010)präsentierte eine vollständige, vom ausgehenden Saale-Glazial kontinuierlich die Verhältnisse bis in das Weich-sel-Frühglazial reflektierende Entwicklung. Sowohl demNN1-Profil von Seifert (1990) bzw. Seifert-Eulen (2010,Abb.11b)alsauchdemvonLitt(1994a,Abb.11c)bearbei-teten fehlen im Gegensatz zu dem primär als vollständigausgewiesenen, tatsächlich jedoch erst im KlimaoptimumderEem-Warmzeit(PZ5nachErd1973)wiedereinsetzen-denProfilvonKremenetski(inBoettgeretal.2005,2007,Abb. 11d) saalespätglaziale Anteile. WeichselfrühglazialeAblagerungeninNN1wurdennurvonSeifert(1990)bzw.Seifert-Eulen (2010) erfasst, wohingegen das Profil vonLitt(1994a,b)nochinnerhalbdesEems(PZ7)abbricht.


InNN2wiesendasHauptprofilA(Abb.10und11a)unddasProfil von Kremenetski (2010) insgesamt sehr gute Über-einstimmungenauf(vgl.4.3.3).AberauchsiesinddurchSe-dimentationslückengekennzeichnet,die sowohlAbschnittedesSaale-Spätglazials(PZBundC2nachStrahl&Herms-dorf2008)alsauchderEem-Warmzeit(PZ1bzw.1–4untennachErd1973) sowiedesWeichsel-Frühglazialsumfassen.DievonKremenetski(2010)untersuchteAbfolgebeinhaltetalsonicht,wievonManiaetal.(2010:43)beschrieben,diegesamteWarmzeit.

Ebenfallsnichtzuvernachlässigen istdieTatsache,dasslediglichdasProfilvonLitt(1994a,b)inNN1sowiebeideProfile inNN2vertikal lückenlosentnommenwurden.Beiden übrigen Profilen handelt es sich um aus Teilprofilenzusammengesetzte Abfolgen, die, wie im Falle des ProfilsvonKremenetskiausNN1,versetztübereineErstreckungvon200mimAufschlussaufgenommenwurden.UnterBe-rücksichtigungdieser Fakten relativiert sichzumindest einTeil der oben aufgeführten Argumente von Seifert bzw.Seifert-Eulen.

Eingeleitet wird die Entwicklung sowohl in NN1(Abb. 11d)als auch inNN2 (Abb. 10und11a)durchstarkmit präquartären und älterinterglazialen, vermutlich hol-stein- bis frühsaalezeitlichen Sporomorphen befrachtetenAblagerungendesSaale-Pleniglazials(PZA),dieinbeidenBecken in die Akkumulation von Sedimenten des Saale-Spätglazials(PZC1)mündeten.NebenderbereitsfürNN2besprochenen Umdeutung der LPZ 1–3 von Kremenetski(2010)indiePZAundC1,giltdiesausdenunter4.3.3dis-kutiertenGründenmitSicherheitinNN1(KremenetskiinBoettgeretal.2005,2007)auchfürdieLPZN1(=PZA)undzumindestdennochstarkdurchUmlagerungenbehaf-tetenTeilderLPZN2(=PZC1).AuchdasermittelteIRSL-Altervon132±12kaBP(vgl.Pr.N3,Tab.6)unterstreichtdiestratigraphischePositiondesProfilabschnittesimÜber-gangsbereich Saale-Spätglazial/Eem. Die durch den Sand-dorn(PZB)bzw.durchdieKiefer(PZC2)gekennzeichne-ten Abschnitte des Saale-Spätglazials sind dagegen in kei-nemderuntersuchtenProfilebelegt.

Lediglich im Becken NN1 und wahrscheinlich nur imProfilvonLitt (1994a,b) istdiewarmzeiteinleitende, frü-heemzeitliche Birken-Phase (PZ 1, Abb. 11c) erfasst. Al-le übrigen Profile weisen einen zumindest bis in die PZ 2(Abb. 11a und b) bzw. noch weiter in das Eem hineinrei-chenden, in Anbetracht der engen Probenabstände imHauptprofilA(Abb.10und11a)dortvermutlichechtenHi-atusauf(Abb.11dundvgl.Kremenetski2010).Nichtein-deutig lässt sich der obere, umlagerungsfreieTeil der LPZN2 (Abb. 11d) desProfils vonKremenetski (inBoettgeretal.2005,2007)indiesaalespätglazialePZC1bzw.indieeemzeitlichePZ1einordnen,daaußerdenauchdurchLitt(1994a)ermitteltenrechthohenBeifuß-Anteilenkeineent-sprechenden Spätglazialelemente, wie beispielsweise derSanddorn, ausgewiesen sind. Lediglich mit der Ausbrei-tungvonRohr-undIgelkolbenistwieinNN2einHinweisauf eine erste, saalespätglazialeVerlandungstendenz gege-ben(vgl.4.3.3.2).

VonBeginnanwirddieinterglazialeWaldentwicklunginbeidenBeckendurchsehrhoheOffenlandanteile(Abb.11a–d, rote Einfassung der Totalsumme) begleitet, anfänglichinsbesondere durch Beifuß und Süßgräser. Die Ursachen

dafürliegeneinerseitsindennachweislichimBeckenNN1bestehenden, stratigraphischnichtrelevantenund imübri-genauchinNN2nachgewiesenenSalzwassereinflüssen(vgl.Mai1992,4.3.3.3),aufdieLitt(1994a)vorallemdiehohenBeifuß-Anteilezurückführt.Andererseitsistderindenvor-angehendenKapitelnbereitsmehrfachangeführte,biszumBeginnderHainbuchen-ZeitbestehenbleibendeparkartigeCharakterderBewaldunganzuführen,dereinlanges,mögli-cherweiseauchmittelsderBeweidungdurchTieregeförder-tes Überdauern lichtliebender Kräuter ermöglichte. DamitistdasvonSeifert(1990)bzw.Seifert-Eulen(2010)unterPunkt6zitierteArgumenthinfällig,zumalesbeiderEinstu-fungdesvonKremenetski(2010)ausNN2publiziertenPro-filsindasEemdurchManiaetal.(2008,2010)offensichtlichkeinedahingehendeinschränkendeRollemehrspielte.

Zumindest Teile der Birken-Kiefern-Zeit (PZ 2), cha-rakterisiert durch die Einwanderung der Ulme und nach-folgendderEiche,reflektiereninNN1dieDiagrammevonSeifert bzw. Seifert-Eulen (1990, 2010, Abb. 11b) undLitt (1994a, b, Abb. 11c) und des Hauptprofils A in NN2(Abb.10und11a).SowohlinNN1alsauchNN2besaßdieBirke in diesem Zeitraum noch eine wesentliche Bedeu-tung,da lichtintensiveStandorteweiterhinvorhandenwa-ren.EineendgültigeVerdrängungsetzteerstmitderEtab-lierungderHaselein.

Die Herausbildung kiefernreicher, thermophiler Laub-mischwälder mit Ulme und Eiche in der Kiefern-Eichen-mischwald-Zeit (PZ 3) belegt in NN1 am deutlichstendas Profil von Litt (1994a, b, Abb. 11c). Bei Seifert bzw.Seifert-Eulen(Abb.11b)istlediglicheinKulminierenderEichen-Kurve erkennbar, das im Eem nach der Maximal-verbreitungderUlmeliegt.DernurmittelseinerProbedo-kumentierte Abschnitt der Waldentwicklung ist insbeson-dere auch angesichts des bei Litt abgebildeten charakte-ristischenUlmen-MaximumszuBeginnderPZ 3(Abb.11c)mit Sicherheit unvollständig erfasst. Dieser von Seifert-Eulen (2010)dazunochals außergewöhnlichhochzitierteEichenpollenwertvonknapp50 %derGrundsummeist,ab-gesehen davon, dass es sich um einen Einzelwert handelt,kein als „eemuntypisch“ belastbares Argument.Vergleich-bare Prozentwerte finden sich häufig bei in Randpositionbefindlichen bzw. aus sehr kleinräumigen Sedimentations-beckenstammendenProfilen,soz. B.StraußbergundBor-gisdorf(jeweilsca.35 %,Strahl&Hermsdorf2008),KleinKlützHöved(45 %)undHintersteMühle(35 %).Nichtnurin NN1, sondern auch in NN2 ist während der Phase derHainbuchen-Verbreitung (PZ 6–8a) eine nochmalige Wie-derbelebungvonUlmen-(PZ6)aberauchEichenbeständen(PZ 7–8) reflektiert, wobei in NN2 die Ulme wegen ihrerbesseren Erhaltungsfähigkeit gegenüber der Eiche deutlichindenVordergrundtritt(Abb.11a).GrundsätzlichzogsichdieUlme,wievorhergehendbereitsdieHaselundauchdieOffenlandflora, aufgrund der zunehmenden Verschattungder Wälder bis zum Ende der Hainbuchen-Phase zurück.Lediglich die Eiche konnte sich, wie aus den Profilen inNN1(Abb.11b–d)zuersehen,längerhalten.

Somit greifen die Argumente 4 und 5 bezüglich einerfehlenden allmählichen Eichenausbreitung und einer Ver-lagerung des Ulmen-Maximums in den Beginn der Hain-buchen-Phase (PZ 6) als palynostratigraphisch relevanteMerkmale ebenfalls nicht. Überdies bildet sich der „un-


ruhige“ Verlauf (nicht nur) der Eichen-Kurve auch ganzdeutlich in den Profilen von NN2 und zwar insbesondereinnerhalb der PZ 4 im Hauptprofil A mit scheinbar hier-her verlagerten Maxima bei Eiche und Ulme ab (Abb. 10und11a,grüneUmrandungderKurven).WährendfürdasSeifert‘scheProfilursächlichseineRandpositionanzufüh-ren ist, sind hier die überwiegend schlechten Erhaltungs-bedingungen bzw. die Sedimentationsumstände (teilweiseZusammenspülung) für den unruhigen Diagrammverlaufverantwortlich zu machen, also ebenfalls keine vegetati-onsgeschichtlichenFaktoren.

Im Unterschied zu den Profilen aus NN2 (Abb. 11a,Kremenetski2010:275)unddemLitt‘schenProfilausNN1(Abb.11c)istderAbschnittderhaselreichen Eichenmisch-wald-Zeit (PZ 4) in den Profilen von Seifert (Abb. 11b)und Kremenetski (Abb. 11d) nicht vollständig bzw. garnicht (Hiatus) überliefert. Somit ist der demeemzeitlichenEiben-Maximum vorangehende Verlauf der Hasel-Kurveeinschließlich eventueller Maxima nur lückenhaft bzw.überhaupt nicht nachvollziehbar. Die indirekte Beweisfüh-rungvonSeifert-Eulen(2010:271),dasvonKremenetski(in Boettger et al. 2007) untersuchte Profil könne nichteemzeitlichsein,weildasvordemHasel-Maximumliegen-de Eiben-Maximum nur aufgrund des dort ausgebildetenHiatusfehle,isteinereineMutmaßung.Dasdiesenichtzu-trifft,hättebeiKenntnisnahmedesProfilsvonLittundderdaraufhin notwendigen Neubewertung ihres eigenen Pro-fils klar werden müssen. Das dritte angeführte Argument,dass die Eibe in Neumark-Nord ihre MaximalverbreitungvorderHasel erreichthätte, ist somit gleichfalls palynost-ratigraphischgegenstandslos.

Zum u. a. mehrfach angeführtenTatarischen Ahorn alseemuntypisches subkontinentales Steppenwaldelement seiderkorrigierendeHinweiserlaubt,dassdieFundeausdemBecken NN1 keinesfalls erstmaligen Nachweischarakterhinsichtlich eines subkontinental geprägten Klimas im El-be-Saale-Gebiet besitzen (vgl. Mania et al. 2008), sondernauch für das eemzeitliche Becken von Grabschütz (Litt1990) vorliegen. Wie für NN1 existieren für das BeckenNN2 entsprechende frühe palynologische Ahorn-Nach-weise,die jedochnichtmakrorestanalytischunterlegtwer-denkonnten.DesWeiterenseiandieserStelledaraufver-wiesen, dass das Mitteldeutsche Trockengebiet bis heuteseinen klimatischen Sonderstatus hinsichtlich seiner Nie-derschlagsarmut und seines subkontinentalen Einschlagsbeibehalten hat und daher noch heuteVerbreitungsgebietsüdlicherArten ist (vgl.u.a.Meusel1970,Benkertetal.1996). So finden sich hier beispielsweise unter den 27, zu-letztbeiManiaetal.(2010)genanntenArtenmitsüdosteu-ropäisch-westasiatischem, südeuropäischem bzw. subme-diterranem Verbreitungsschwerpunkt 20, wovon 13 sogarweit über das Mitteldeutsche Trockengebiet hinaus vor-kommen. Als enger auf diesen Raum beschränkt bleibendseienalsBeispielekontinentalbissubkontinentalgeprägterArtendieSand-Esparsette (Onobrychis arenaria),diePfer-de-Sesel (Seseli hippomarathrum), die Acker-Spatzenzunge(Thymelaea passerina) sowie subtemperater bis tempera-ter Arten derWollige Schneeball (Viburnum lantana), derStink-Gänsefuß (Chenopodium vulvaria)undderGemüse-Portulak(Portulaca oleracea)genannt.

DieimProfilvonSeifert(Abb.11b)imVergleichzuden

übrigenundfürNeumark-Nordangesichtsseinerbesonde-renLageimMitteldeutschenTrockengebietsehrhochausfal-lendenPollenfrequenzenderEibeinderPZ5(Hasel-Eiben-Linden-Zeit)sindaufdieArtundWeisederlaborativenundindiesemFalleeffektiverenAufbereitungderProbenzurück-zuführen.EinegleichartigeAnreicherungwurdeauchfürei-ne ganze Reihe von Eem-Profilen aus dem BrandenburgerRaumfestgestellt,dielabortechnischallenachdemgleichenModusvorbereitetwurden(vgl.dazuStrahl&Hermsdorf2008:38).InsgesamtzeigendieProfileinNN1aufgrundderdurchgehendbesserenErhaltungdurchschnittlichhöhereEi-ben-undauchEschen-WertealsinNN2.Einenübereinstim-mendenTrendweisenaberalleProfileauf:GenerellsinddieErle(abderPZ4)unddieLinde(abderPZ5)innerhalbderverschiedenen eemzeitlichen Waldgemeinschaften unterre-präsentiert.

EntgegendenUntersuchungenvonLitt(1994a,Abb.11c)wird die bereits von Seifert (1990, Abb. 11b) beobachtetefrühe Ausbreitung der Fichte im Übergang von der PhasederthermophilenLaubmischwaldgesellschaftenzudenspä-teemzeitlichenSchattholzwälderninderPZ6(Hainbuchen-Zeit) sowohl indenDiagrammenausNN1 (Abb. 11bundd)alsauchNN2(Abb.11aundKremenetski2010)deutlich.AufdenmitgroßerWahrscheinlichkeitdurchFernflugver-ursachtenEintragdesFichtenpollensimGegensatzzurspä-teren auch standörtlichen Förderung auf staunassen Area-lenwurdebereitsunter4.3.3.3eingegangen.Damit istdie-sesbesondereVerhalten,wieschonfürdieinbeidenBeckenmit hohen Anteilen festgestellten Offenlandelemente alspalynostratigraphisches Argument gegen ein eemzeitlichesAlternichthaltbar.

DiefürdiePZ7(Hainbuchen-Fichten-Zeit)charakteris-tischenZügederWaldentwicklungmitderAusbreitungvonFichte undTanne innerhalb der bis in die PZ 8 (Kiefern-Fichten-Tannen-Zeit)hineinweiterhinsehrstarkHainbu-chen-dominiertenBewaldungbleibeninallenDiagrammenmehroderwenigerundeutlich.So sind schonabderPZ6dieSedimentationsrateninNN2infolgedessichextremver-flachendenSedimentationsraumssehrgering.SiebedingenimGegensatz zu NN1 (Abb. 11d) eine verzerrte bzw. sehrverkürzte Abbildung der Etablierung der Nadelgehölze.Letzteres gilt auch für das beckenrandlich situierte ProfilvonSeifert(1990,Abb.11b),woTannen-undHainbuchen-ausbreitungwährendderPZ7und8scheinbar ineinander„verschwimmen“.AufgrunddersehrenggewähltenProben-abstände inNN2(HauptprofilA,Abb.11a)konntezumin-desteinMaximalausschlagderTannen-Kurve(auchimPro-filKremenetski2010) innerhalbderextremgeringmächtigausgebildetenPZ8erfasstwerden.SowohlfürNN1alsauchNN2liegenzeitgleichhoheHainbuchen-undTannen-WertezuBeginnderPZ8vor,dieanscheinendtypischfürdasMit-teldeutscheTrockengebietsind,dadieseSituationauchvondenProfilenGröbernundGrabschütz(Litt1990,1994a)re-flektiertwird.

KlimatischbedingtwerdendannzunächstdieHainbucheund nachfolgend dieTanne in beiden Becken, wie für dasEemtypisch,mitdererneutenAusbreitungderKieferwäh-rend der Kiefern-Zeit (PZ 9) aus denWäldern verdrängt.Die Verhältnisse während der späteemzeitlichen Vegetati-onsentwicklungreflektiertdabeiinNN1besondersausführ-lichdasDiagrammdesProfilsvonKremenetski(inBoett-


geretal.2005,2007)mitdemVordringenderBirke indieinstabiler werdenden borealenWaldgemeinschaften. Somitist, wie bereits durch Litt (1994a, b) angeführt, auch demArgument2vonSeifertzuwidersprechen,dassabgesehenvondemscheinbarungewöhnlichenundobendiskutiertenVerhaltenderFichtevorderHainbuchenausbreitung(Argu-ment1)AbweichungengegenüberdereemzeitlichenVegeta-tionsentwicklungbestünden.

In jedem Fall nicht nachzuvollziehen war das inzwi-schen von Seifert-Eulen (2010) nicht mehr angeführ-te Argument 7, da die Serbische Fichte, soweit bisher be-kannt, ihre wesentliche Verbreitung in den InterstadialendesWeichsel-FrühglazialshatteundindenvorhergehendenWarmzeitenkeineRollespielte.

Die Zusammenschau der warmzeitlichen Vegetations-entwicklung in beiden Becken zeigt also entgegen denAusführungen von Mania (zuletzt in Mania et al. 2010)aus palynologischer Sicht eine durchgängige Übereinstim-mung. Trotz der oben genannten einschränkenden bzw.beeinflussenden sedimentologischen und probennahme-bedingten Faktoren sind in den vorliegenden Pollendia-grammen (Abb. 11a–d) deutlich die Grundzüge der eem-zeitlichenWaldsukzession, und zwar die zeitlich versetzteEinwanderung von Birke – Kiefer – Ulme – Eiche – Ha-sel – Erle – Eibe – Linde – Hainbuche – Fichte –TanneunderneutKieferund/oderBirkeerkennbar.BeideBeckenzeigen anhandderZugrundelegung aller diskutiertenPro-file eine quasi kontinuierlich zu verfolgende Vegetations-entwicklung vom Saale-Spätglazial bis in die ausgehendeEem-Warmzeit. DasWeichsel-Frühglazial ist nur reliktischerfasst.

Tatsächliche Besonderheiten der hiesigen eemzeitlichenVegetationsentwicklung–unddiesinbeidenBecken–sind:

1.hoheKräuterpollenanteile,dieaufdieExistenzeinerparkartigenBewaldung(Hasel,Eiche,Ulme)unterwar-men,deutlichsubkontinentalgetöntenKlimabedingun-genvorderHainbuchenausbreitungschließenlassen,

2.nurgeringeErlen-undLindenanteileund3.einenurscheinbarfrüheFichtenausbreitung,diein

VerbindungmitinderNäheliegendenMittelgebirgs-standorten(FernflugeintraginVerbindungmiterhöhtenKräuter-undauchKiefern-Werten)steht.

Sie ergeben sichhiervor allemausder speziellenklimati-schen Situation infolge der Lage der Aufschlüsse im zent-ralen Mitteldeutschen Trockengebiet. Wurde schon durchdie Untersuchungen von Litt (1994a, b) und nachfolgendKremenetski (in Boettger et al. 2005, 2007) für das Be-ckenNN1deutlich,dassdiedurchManiaangeführtenAr-gumentevonSeifert(1990)hinsichtlicheineshöherenAl-tersvonNN1nicht stichhaltig seinkönnen, sowurdediesspätestensmitdemdurchKremenetski(2010)bearbeitetenProfilausNN2Gewissheit.DiesesvonManiaetal. (2010)als eemzeitlich akzeptierte Profil weist insbesondere hin-sichtlichderArgumente1und6auchsolcheMerkmaleauf,dienachMeinungderselbenAutorengegendas eemzeitli-cheAltervonNN1sprechensollen–eineErklärungdafürwirdnichtgegeben.

5.3 malakologische interpretation (s. meng)

DieSüßwasserfaunazeigteineeinheitlicheEntwicklungdesGewässers innerhalbeineswarmzeitlichenZyklusan,u.a.mitderDominanzvonBithynia tentaculata,Gyraulus laevisundValvata piscinalis.Zwarnimmtdie individuelleHäu-figkeitderMollusken,besondersimmittlerenProfilteil(vorallemPr.7–18)starkab,fürzwischengeschaltetekaltzeitlichePhasen gibt es aber keinerlei Indizien. Der obere Profilteil(Pr. 19–25) ist durch die starke individuelle Zunahme vonAnisus leucostoma gekennzeichnet, was die zunehmendeVerlandungdesGewässersankündigt.DieterrestrischeMol-luskenfaunaistentsprechenddemlimnischenMilieuweni-gerhäufig.SiewirdzwarhauptsächlichdurchOffenlandele-mente,z.B.Pupilla muscorumundVallonia costatavertre-ten, enthält aber auch eindeutige warmzeitliche Elemente,insbesonderemitCepaeasp.

Die Molluskenfauna ist durch einige Besonderheitencharakterisiert. Auffällig ist, dass zahlreiche eemtypischeElemente in NN2 zu fehlen scheinen. Hierzu gehört bei-spielsweisedieQuellschnecke(Belgrandia germanica),dieinmitteldeutschenEem-Vorkommen,besondersinTravertinen,in der Regel massenhaft entwickelt ist.Vermutlich fehltenimweiterenUmfeldderFundstellegeeigneteQuellhabitate.AnspruchsvollethermophilgeprägteWaldartenoderExotensindoffenbarselten.AusgehendvondengeringenIndividu-enmengenkönnenallerdingsauchtaphonomischeProblemediskutiert werden. Insgesamt muss aber von einer stärkerkontinentalen Prägung der Faunen ausgegangen werden,was mit der Lage des Paläosees innerhalb des Mitteldeut-schenTrockengebieteskorreliert(vgl.5.2).

Der archäologische Hauptfundfundhorizont NN2/2war am nördlichen Beckenrand wenige Meter östlich desProfilsD(Abb.5)imHangendensaalezeitlicherSchluffeauf-geschlossen.DerFundhorizontwirdhierdurchhelleFein-sandegebildetundistetwa0,5–1 mmächtig.DemVergleichmitdemHauptprofilAliegenProbennahmenvonS.Mengvon2005sowievonS.Wansavon2004zuGrunde(Tab.5).Mit der für NN2 insgesamt charakteristischen HäufigkeitvonBithynia tentaculata,Valvata piscinalis undGyraulus laevis, fälltzudemauchdasFehlenvonAnisus leucostomainNN2/2auf.DieseArtfehltauchimunterenundmittlerenBereichdesHauptprofilsAweitgehend,wirdjedochimobe-renAbschnittdominant(Abb.12).

Insgesamt sind die Individuendichten im Bereich vonNN2/2amBeckenranddeutlichhöherentwickelt,trotzdemsinddieDiversitätengutvergleichbar.Weiterecharakteristi-scheElementederSüßwasserfaunasindz.B.Radixcf.bal-thica,Radix auricularia,Myxas glutinosasowiederSalzan-zeigercf.Hydrobiasp.

Die terrestrische Fauna ist hier ebenso wie im Becken-zentrum unterrepräsentiert. Relativ häufig sind die Of-fenlandelemente Pupilla muscorum und Vallonia costata.Nachgewiesen wurden außerdem das SteppenelementChondrula tridens und dieWarmzeitform Cepaea sp. MitVertigo antivertigoundOxyloma sp.sindzudemauchver-einzelt feuchtigkeitsliebende Arten, Bewohner von nassenGewässerufern oder Sümpfen, belegt. Mania (in Laurat&Brühl2006,Maniaetal.2008)erwähntzudemnochdiegehölzliebenden Elemente Aegopis verticillus, Cochlodina laminataoderClausilia pumila.


Die Molluskenfaunen des Seebecken NN1 ähneln, nachden Ergebnissen von Mania (2000) zu urteilen, prinzipielldenFaunenvonNN2(Tab.4und5).Zubemerkenistaberauch, dass NN1 wesentlich besser aufgeschlossen war undintensiver malakologisch untersucht wurde. Der limnischeBereichwirdbeispielsweisevonBithynia tentaculata,Val-vata piscinalis,Gyraulus laevis,Gyrauluscrista,Anisus leu-costoma u. a.charakterisiert. Ebenfallsnachgewiesenwur-deinNN1dieBrackwasserschneckecf.Hydrobiasp.Ausge-sprochen ähnlich sind auch die Fischfaunen, mit Rotfeder,Schleie,Karausche,FlussbarschundHecht.

Sehrauffälligist,dassimBereichvonNN1auchbeidenLandschnecken,vergleichbarmitNN2,einerelativhohein-dividuelleDominanzvonOffenlandarten,ebenfallsmitPu-pilla muscorum,Vallonia costata,Vallonia pulchella,Trunca-tellina cylindrica,Vertigo pygmaea,Chondrula tridensu.a.vorliegt.ImVergleichzuNN2sindinNN1mehrArtenvonanspruchsvolleren Waldarten nachgewiesen. Sie erreichenaber offenbar ebenfalls nur geringe Häufigkeiten. Insge-samtistalsodavonauszugehen,dasssichauchimUmfelddesSeebeckensNN1parkähnlicheLandschaftenentwickel-tenunddassaufgrundderÄhnlichkeitenderFaunenbeideSeebeckenzurgleichenZeitexistierten.

6 Geochronologie

6.1 Lumineneszenzdatierungen an sedimenten der becken nn1 und nn2 (m. krbetschek & l. zöller)

6.1.1 diskussion der daten von Karelin (1997)

Bereitsinden1990erJahrenwurdenTL-DatierungenanSe-dimentendesBeckensNN1innerhalbeinesForschungspro-jektesderForschungsstelleArchäometrieHeidelbergdurch-geführt, deren Ergebnisse bisher nur in der DissertationKarelin(1997)vorgestelltwurden.SieberuhenmaßgeblichaufeinermethodischenWeiterentwicklungderQuarz-Ther-molumineszenz-Datierung,sowie–aufdemStanddamali-gerKenntnisse–derKalifeldspat-undFeinkorn-Thermolu-mineszenz-Datierung.DieseDatenwerdenvorallemdazuherangezogen,dasBeckenNN1einemunbekanntenälterenInterglazialzuzuordnen(zuletztManiaetal.2010).DieEr-gebnissedieserDissertationsindbishernichtdurchdiePu-blikation ineinschlägigenFachzeitschriftenderbreitenÖf-fentlichkeitvorgestelltworden.Wesentlichist,dassdadurchdie Methodik der Datenerhebung, insbesondere einer sichauf experimentelleWeiterentwicklungen stützenden, nicht

Probennahmen Wansa13.05.04

Wansa28.06.04

meng/Laurat30.06.05

Wasser

cf. Hydrobia sp. - - 3Bithynia tentaculata (linnaeuS 1758) 250 645 3664Valvata piscinalis (O. F. Müller 1774) 7 32 285Stagnicola sp. 3 4 3Galba truncatula (O. F. Müller 1774) - - 4Radix cf. balthica (linnaeuS 1758) 3 4 27Radix auricularia (linnaeuS 1758) - - 3Myxas glutinosa (O. F. Müller 1774) - - 6lymnaeidae Frg. Frg. Frg.Gyraulus laevis (alder 1838) 130 24 617Gyraulus crista (linnaeuS 1758) 6 - 11unionidae Frg. - -Sphaerium corneum (linnaeuS 1758) 1 k 1 k Frg.Pisidium spp. - - 12 k

Land

Oxyloma sp. - - 3Vertigo antivertigo (draparnaud 1801) - - 1Vertigo pygmaea (draparnaud 1801) 1 - -Pupilla muscorum (linnaeuS 1758) - - 10Vallonia costata (O. F. Müller 1774) 33 - 3Chondrula tridens (O. F. Müller 1774) - - 1agriolimacidae/limacidae 1 - 1Trichia sp. 1 - -Fruticicola fruticum (O. F. Müller 1774) 1 - Frg.Euomphalia strigella (draparnaud 1801) 1 - -Cepaea sp. - Frg. Frg.Helicidae Frg. - Frg.Anzahl Proben 4 2 4Artenzahl 16 8 22individuenzahl 441 714 4669

Tab. 5: Mollusken aus dem archäologischen Hauptfundhorizont NN2/2, Becken NN2.

Tab. 5: Molluscs of the main range of the archaeological findings NN2/2, basin NN2.


ausreichend inFachkreisendiskutiert ist.DieseDiskussionsollundkannauchhiernicht tiefgreifendgeführtwerden.EsfindensichjedochausreichendGründe inderöffentlichzugänglichen Promotionsschrift (Karelin 1997), dass eineÜberbewertungderGenauigkeitderDatendurchdieZitie-rendenerfolgt,wobeiSchwächenhinsichtlicheinertranspa-renten Datenerhebung sowie Darstellung und Diskussionder Ergebnisse im angewandten geochronometrischenTeilderArbeit auchzumTragenkommen. ImZusammenhangmitderAltersdiskussionzuNN1solldeshalbaufdieDatie-rungsergebnissederArbeit (Karelin 1997) kurz eingegan-genwerden.FürdieZuordnungderProbenwerdenhierundimWeiterendielithologischenEinheitennachMania(2004)(siehe auchMania et al. 2008, 2010undAbb. 14) benutzt.Wenn nicht anders vermerkt, werden die in der Lumines-zenzdatierungüblichen1-σFehler(68 %Wahrscheinlichkeit)derTL-AlterausKarelin(1997)zitiert.

1.Indero.g.LiteraturwirdeinDatumvon184± 17kafürdasAlterderWarmzeitvonNN1zitiert,welcheseinemso-genannten„TL-Kontextalter“(Karelin1997)entspricht.DerWertdieserAngabeaus4Einzelalternvon2Proben (N2,N 35) aus Schichtkomplex 6 kann zunächst nicht einge-schätzt werden, da eine Berechnungsgrundlage eines„kombinierten, fehlergewichteten mittleren Alters“ nichtdargestellt istundesdafürkeineallgemeingültigeDefini-tiongibt.Eshandeltsichaberoffenbareinfachumeinfeh-lergewichtetes Mittel derWerte, wie leicht nachzurechnenist,undnichtwieinderLumineszenzdatierungüblich,umeinen Standardfehler eines Probenkontext nach Aitken(1985).DieseBerechnungkannhieraufgrundfehlenderIn-formationen nicht nachvollzogen werden, würde aber we-gendergesondertenEinbeziehungvonzufälligenundsys-tematischenFehlerneinenhöherenFehlererwartenlassen.AbgesehendavonfehlenaberKontrollrechnungen,obeineMittelwertbildung überhaupt durchgeführt werden soll-te. Führt man diese nach Geyh (2008) durch, kommt mandiesbezüglich zu einem negativen Ergebnis. Für Schicht-komplex 6 sind daher eher die einzelnen Alter (N 2: 182± 44;N3:195± 35,184± 27,174± 34ka)undderenFehlerals repräsentativanzusehen.Dieseüberstreichenmit ihrenFehlerndenZeitraumvon230 kabis138 ka,bei95 %Wahr-scheinlichkeitvon265bis98 ka.EineEinstufungdesInter-glazials in MIS 5e ist somit durchaus möglich, gleichwohljedoch auch in MIS 7, wogegen jedoch die Unterlagerungdes Beckens durch die Erste Saale-Grundmoräne spricht.DiegeringeBedeutungderAngabenzu„mittlerenAltern“durchdenAutorkannanhandderProbeN4(Komplex12)noch deutlicher gemacht werden. Hier wird aus Wertenvon 178 ± 22 ka und 120 ± 17 ka, die also einen Bereichvon200kabis103kaüberdecken,ohnedasssichdieWerteim Fehlerbereich überlappen, unzulässig einWert von 142± 14kaberechnet,welcherdannalsNachweis fürwarthe-zeitliche Periglazialsedimente dienen soll, die gleichwohlauchfrühweichselzeitlichseinkönnen.Dazuistauchanzu-merken,dasslautKarelin(1997:73f.)DosisbestimmungenanzweiChargendergleichenProbedurchgeführtwurden,wobei keine hinreichende Begründung für die Differenzder Dosiswerte gefunden werden konnte. Der niedrigere

5 Um Verwechslungen mit den Beckenbezeichnungen NN1, NN2 undNN3zuvermeiden,wurdendieProbennummernvonKarelin (1997)ge-ändert:N1stattNN1,N2stattNN2usw.

Wert mit einem resultierendenTL-Alter von 120 ± 17 kawäre unter Berücksichtigung der TL-Eigenschaften aberals zuverlässiger zu bewerten und damit eine EinstufungvonKomplex12inMIS6nichtmehrzubelegen.

2. Alle Daten beruhen auf TL-Messungen. TL-Signalesindnurrelativschwerundnurbiszueinemunveränderli-chenRestsignaldurchLichtexpositionrückstellbar.DadurchverbleibeninderNaturzumZeitpunktderSedimentationleichtRestsignale,diezuAltersüberschätzungenbesondersvonTL-Altern führen können. Die Bemühungen und Er-gebnisse von Karelin (1997) insbesondere an Quarz-TL-SignalengünstigereBedingungenfürSedimentdatierungenzufinden,sindhocheinzuschätzen.DieErgebnissereichenjedochnichtfüreinesichereDatierung,wiederAutorselbstnachweist.IneinerStudieanBlindprobenindieserArbeit,werden ohne Ausnahme Altersüberschätzungen mit dergleichen TL-Methode an Quarz festgestellt, mit der auchdie Proben N 1 und N 3 datiert wurden. Diese erreichenbiszu60ka(!).BeieinemDoppelblindversuchaneinerca.40–45kaaltenProbe (gestütztdurch 14C-und IRSLAlter)wurden51± 8 kaund107± 20kabestimmt,was zudemweitereSchlüsse(siehebereitsN4)aufeineschlechteRepro-duzierbarkeitderDatenzulässt.LeichtnachvollziehbarsinddeshalbAltersüberschätzungendurchunzureichendeRück-stellungdesTL-SignalszumZeitpunktderSedimentation.DaskanndurchdieneuenAltersbestimmungenuntermau-ertwerden(6.1.2).

3.AufdieMethodikderTL-DatierunganFeldspat(Kali-feldspat-Grobkornbzw.polymineralischeFeinkornfraktion,wegenderDominanzderTLvonFeldspat)wirdinderAr-beitnichtausreichendeingegangen.DeshalbisteineBewer-tungkaummöglich.EinensichtbarenmethodischenMangelder damaligen Zeit stellt jedoch die Kalifeldspat-Altersbe-rechnungvonProbeN3(Schichtkomplex6,195± 35ka)miteinemgemessenenKaliumgehaltvon5,3 %dar.EinsolchesMessergebnislässtaufeinenichtausreichendeMineraltren-nungundeine„Verdünnung“derKaliumbestimmungdurchVerunreinigungen(vorallemQuarz)vermuten(Dütsch&Krbetschek 1997). Bei Annahme eines durchschnittlichenKaliumgehalts(11,5–13,5 %)gutseparierterKalifeldspäte,dietrotzmöglicherVerunreinigungendenHauptteildesTL-Sig-nalesliefern(siehez.B.Huntley&Baril1998),ergibtsicheinAltervonetwa153 kafürdieseProbe.ImFehlerbereichüberdecktdasAlterdannauchMIS5e.

4.DieProblematikradioaktiverUngleichgewichte(Krbet-schek et al. 1994), die häufig die LumineszenzdatierungwarmzeitlicherSedimenteungünstigbeeinflusst(Degering&Krbetschek2007a),konnteinderArbeitKarelin(1997)durch die angewandte Dosisleistungsanalytik nicht behan-delt werden. Die neuen Ergebnisse weisen auf solcheVer-hältnisseindenbeidenSedimentbeckenvonNeumark-Nordhin (6.1.2).Damit sindnochunerkannteAltersfehlermög-lich,diedieQuarz-undFeinkorn-AltersbestimmungenderArbeitbesondersbeeinflussen(keineinterne,konstanteDo-sisleistungaus40K,87Rb,wiebeiKalifeldspat).Konkretnach-zuweisenistdieseMöglichkeitfürProbeN1(ParallelprobeNeu1,Tab.6).

Zusammenfassend wird festgestellt, dass dieTL-Alters-bestimmungenderArbeitvonKarelin(1997)anSedimen-tendesBeckensNN1vonNeumark-NordausmethodischerSichtnichtdazugeeignetsind,eineDiskussionzueinemIn-


terglazialmiteinemAlterum180kazuführen.DieDatenanden Interglazialsedimenten und den PeriglazialsedimentenimHangenden lassen,ebensowie siewesentlichälter seinkönnten,aucheineEinstufungindasEem-Interglazialbzw.dasWeichsel-Frühglazialzu.Angesichtsdernichtausgereif-tenMethodikderQuarz-TL-DatierungistaucheineinzelnesAlter spätdrenthezeitlicherSande (ProbeN 1: 238± 30ka;Schichtkomplex1)nichtvonwesentlicherBedeutung,beson-dersauchwegenmöglicherunerkannterDosisleistungsfeh-ler.

6.1.2 neue datierungen

Indenvergangenenca.15JahrenwurdenindenSediment-beckenvonNeumark-NordmehrfachBeprobungenfürLu-mineszenzdatierungen mittels optischer Verfahren (IRSL, OSL) und später auchRadiofluoreszenz (IR-RF) durchge-führt.DieProbeNeu1(Tab.6)isteineParallelprobezuPro-beN 1vonKarelin(1997).WeiterhinwurdeeineTeilprobederProbeN 3vonKarelin (1997,Tab. 6)untersucht.ErstimJahre2003warenTeilevonBeckenNN1(Basisschichten)begrenztwiederzugänglich,zusammenmitdeneninBeckenNN3 abgelagerten prädrenthezeitlichen Sedimenten. DaswarderBeginneinerstärkerenEinbindungderSedimentse-quenzenvonNeumark-NordindieDatierungsarbeitenderForschungsstelle Geochronologie Quartär der SächsischenAkademie derWissenschaften am Institut für Angewand-te Physik derTU Freiberg. Zwischen 2003 und 2007 wur-denauch24ProbenvonSedimentendesBeckensNN2unddessenHangendfolgeentnommen.BisherkonntennurTeilediesesumfangreichenProbenmaterialsdatiertwerden.HierwerdenimWesentlichennurdieabgeschlossenenDatierun-genamBeckenNN1vorgestelltunddiskutiert,jedochliegenauchfürBeckenNN2Datenvor,dieeinerstratigraphischenZuordnungdienenkönnen.

Von den Sedimenten aus dem Becken NN1 liegen 4Datierungsergebnisse vor (Tab. 6, Abb. 14). Zwei davon(Neu 1 und N 3), Parallel- bzw. Teilproben aus Karelin(1997),wurdeninderzweitenHälfteder1990erJahremit-tels Infrarot-Optisch-Stimulierter Lumineszenz (IRSL) anKalifeldspat und der MAA-Technik (multiple-aliquot ad-ditive dose; Wintle 1997) datiert. Die Diskussion überFading vonTL-, IRSL- oder OSL-Signalen, welche zu Al-tersunterschätzungen führen kann, ist nicht abgeschlossen(siehe z.B.Zöller2010).Größere (überdenangegebenenFehlerbereich hinaus) Unterbestimmungen können hierabermit hoherWahrscheinlichkeit ausgeschlossenwerden.Mit der gleichenTechnik wurden zahlreiche, durch unab-hängige Methoden kontrollierte Sedimentsequenzen bis indenZeitbereichum150kaerfolgreichdatiert(Krbetschek& Stolz 1997, Krbetschek et al. 1998, Degering &Krbetschek2007a,b).Das IRSL-Signalwird inderNaturoptisch relativ schnell gelöscht. Das verdeutlicht auch diegeringe Streuung der IRSL-Messwerte beider Proben undeinsehrgutesDosis-PlateauderProbeN3überdengesam-tenBereichderAusleuchtkurve(„shine-down“).

Neuere Datierungsergebnisse liegen durch die Anwen-dung der Infrarot-Radiofluoreszenz (IR-RF) an 2 im Jahre2003gewonnenenProbenauszweiHorizontenvor(Tab.6:Pr. NMN 3 und NMN 4). Auch diese Methode basiert aufderVerwendungvonKalifeldspat,jedochistfürdasIR-RF-

Signal eine Signalstabilität nachgewiesen (z. B. Erfurt &Krbetschek 2003, Degering & Krbetschek 2007a). DasIR-RF-Signal wird durch Lichtexposition etwas langsamerzurückgestellt alsdie IRSL.ProblemevonAltersüberschät-zungen können aber durch die single-aliquot-Technik (IR-SAR-Protokoll) erfolgreich ausgeschlossen werden, die beiallen IR-RF-Datierungen von Neumark-Nord Anwendungfand.UnvollständigeoptischeRückstellungvonKornantei-lendesSedimentswurdenvorallembeiNMN 4festgestellt.Da TL-Signale wesentlich höhere Lichtintensität bzw. Be-lichtungsdauer für ihre Rückstellung benötigen, könnendiese Ergebnisse auch Altersüberschätzungen der älterenTL-Daten (Karelin 1997) als wahrscheinlich begründen.An zwei Proben (Tab. 6: Neu 1 und NMN 3) wurden ge-ringe radioaktive Ungleichgewichte in der 238U Reihe fest-gestellt. Von einer detaillierten Behandlung (Modellrech-nung) konnte wegen der geringfügigen Auswirkung aufdas Altersergebnis (angegebener Fehler; hohe interne Do-sisleistungKalifeldspat)abgesehenwerden.AnderQuarz-FraktionderProbenNMN3undNMN4wurdenauchOSL-Messungen (SAR) zur Paläodosisbestimmung durchge-führt. DasOSL-Signal ist jedoch in Sättigung. Sogenannte„dose-recovery“-Tests im Bereich von 200–250 Gy zeigtenstarkeUnterbestimmungen.DieseMethodeerwiessichda-mitalsungeeignet,dieSedimentezudatieren.

Die Ergebnisse der Lumineszenz-Altersbestimmungensind inAbb. 14 zusammengefasst. Sie scharen sich imun-mittelbarenLiegendendesInterglazials(Schichtkomplexe1und2)vonNN1beica.140 ka.DieDatenderProbenNMN3undNMN4könnenalsmaximaleAlterderlimnischenSedi-mentationangesehenwerden.ImFehlerbereichkönntediesefrühestensvorca.150 kabegonnenhaben.AusdenIntergla-zialsedimenten(Schichtkomplex6)liegteineDatierungmit132± 12 kavor(Tab.6:N3).AufderBasisderZentralwerteundderzumJüngerenreichendenFehleristvoneinereem-zeitlichenBeckensedimentationauszugehen.

Die Lumineszenzdatierungen an Sedimenten des Be-ckens NN2sindtrotzzahlreicherMessungennochnichtab-geschlossen.DiesbetrifftvorallemdieProbenNMN17bisNMN22ausdemHauptprofilA,sodasssichdieVorstellungdervorläufigenErgebnissevorrangigaufdasProfilB1be-zieht(Abb.4,Tab.6).

Datierungen limnischer Sedimente mittels der Quarz-OSL-SAR-TechnikwareninNN2weitgehenderfolglos.WieinBeckenNN1istdasSignalwegeneinerrelativhohenDo-sisleistunginSättigung(Pr.NMN9undNMN12).BeiProbeNMN 12 aus dem Niveau des unteren Bereichs von ProfilB2 (wenige Meter lateral versetzt vom Profil entnommen)kanngeradenocheinMindestalterabgeschätztwerden.Mit88± 8 ka(Pr.NMN10)warjedocheinsichererWertfürdenfrühweichselzeitlichenarchäologischenFundhorizontNN2/0imProfilB1(Abb.6)mitdieserMethodebestimmbar,dadieAktivitätdiesersandigenSchichtrelativgeringist.

Bei allenPaläodosisbestimmungen,diedurchgängigaufder Anwendung von Einzelpräparat-Techniken beruhen,ist eine sehr inhomogene, oft unzureichende NullstellungderSignalezubeobachten.Dieseistwahrscheinlichaufdieräumlich kleine Ausdehnung des Beckens zurückzuführenunddiedamitverbundeneMöglichkeitdes erhöhtenSedi-menteintrags bei kurzenTransportdistanzen (z. B. aus derUferzone). Das ist besonders bei IR-RF-Messungen zu be-


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± 12

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± 7

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n2)

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598

± 1

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obachten, die viele überhöhte, teils nicht mehr bestimm-bare Dosiswerte liefern (NMN 9 und NMN 12).Teils liegtnochkeineausreichendhoheZahlvonMessungenvor,umdasProblemderoptischenRückstellunggenauer zu fassen(NMN11,ausgleicherSchichtwieNMN10,Abb.4).Einet-wasbessergesichertesAltervon121± 11 ka(NMN9)ergibtsichfürdenoberenAbschnittderBeckensedimentation.Je-dochbedarfauchhierdiestatistischsaubereFassunggutop-tischgebleichterKornanteileweitererMessungen.EbenfallserbrachtendieIR-RF-DatierungsmessungenderProbeNMN16–2 (Übergang Saale-Spätglazial/Eem-Interglazial) bereitseinrechtgutgesichertesAltervon122± 13 ka.

Die bisher gewonnenen Daten zum Alter der Sedimen-tedesBeckensNN2macheneineKorrelationmitdemEembzw.MIS5ewahrscheinlich.DaswirdauchdurchErgebnissenoch laufender Untersuchungen mittels Kalifeldspat-IRSL-Datierung an den Universitäten Bern und Delft bestätigt(freundl.mündl.Mitt.F.Preusserbzw.J.Wallinga).Die-seundweitereErgebnissederdreibeteiligtenLaboratorienwerdennachderenAbschlussGegenstandeinergemeinsa-men Publikation sein. Diese soll auch besondere EinflüssederSedimentationfürdieMethodikderLumineszenzdatie-rungtiefgründigererschließen.

6.2 Aminosäuren-Geochronologie im becken nn2 (B. machalett & E. a. Oches)

D/L-Verhältnisse von Glutaminsäure (D/L-Glu) gemessenanfossilenGehäusenvonGyraulus laevisergabenimPro-filabschnitt 95–101 m NN relativ einheitliche Werte, diesichineinemSpektrumvon0,162(Pr.AAR3)bis0,183(Pr.AAR 23) bewegen. Ausnahmen bilden die Proben AAR 4,AAR21undAAR22,dieniedrigereD/L-Werteaufweisen(Abb.15,Tab.7).FüralledreiProbenliegendieD/L-Werte20–30%unterdemMittelwertallerD/L-Glu-WertevonGy-raulus laevis imbeprobtenProfilabschnittundliegendamitaußerhalb der 1σ Standardabweichung aller Gyraulus lae-vis-Proben. Die qualitative Betrachtung der Messergebnis-se der AAR-Analysen ergibt keine Hinweise für die nied-

rigerenD/L-VerhältnissederdreiProben. InsbesonderedieabweichendenWerte der Probe AAR 4 sind damit schwererklärbar, da sich Störfaktoren wie eine zusätzliche Tem-peraturhistoriegewöhnlichinhöherenD/L-Wertenäußernwürden.AllerdingskönnenbestimmteBedingungenimSe-dimentationsmilieu zu einer Pufferung des initialen Raze-misierungsvorgangs geführt haben, was aber im Rahmender vorliegenden Untersuchung nicht abschließend geklärtwerdenkann.Fehlerbeider taxonomischenAuswahlkön-nenweitgehendausgeschlossenwerden,daesfüraminost-ratigraphische Untersuchungen ausreicht, ProbenabfolgeneinereinzelnenGattungzuuntersuchen,währendhierdasProbenspektrumaufeineArtbeschränktist.

Im Gegensatz zu Probe AAR 4, weisen die Werte derProbenAAR21undAAR22aufeinenklarenstratigraphi-schen Zusammenhang hin, und deuten durch die niedri-gerenD/L-VerhältnissedasEndedeszusammenhängendenSedimentationszyklus an. Durch die konsistenten WertederProbenAAR21undAAR22müssendieD/L-Glutamin-säure-Werte der stratigraphisch jüngsten Probe AAR 23kritisch betrachtet werden. Die zunehmende klastischeSedimentation und die oxidativen Bedingungen in diesemstratigraphischenAbschnitthabenmit großerWahrschein-lichkeit zu störenden Einflüssen und einer zusätzlichenTemperaturhistoriegeführt,sodassdieD/L-Glu-WertederProbe AAR 23, die eigentlich im Bereich der AAR 21 undAAR22zuerwartenwären,deutlichhöherausfallen.

BisaufdieProbeAAR4deutetdieKonformitätderD/L-Glutaminsäure-WerteindembeprobtenProfilabschnittins-gesamt auf eine quasikontinuierliche sedimentäre Abfolgehin,dieinihrerGesamtheiteinemInterglazial-bzw.Glazi-alabschnitt zuordenbar ist.Da sich selbst kurze, zwischen-geschaltete Warm- oder Kaltphasen (Interstadial/Stadial)durch einen signifikanten, wenn auch geringen Anstiegder D/L-Verhältnisse äußern würden (vgl. Machalett etal. 2008), deuten die plateauartigen D/L-Verhältnisse vonGyraulus laevis(ProbeAAR3bisAAR20) zudem aufeinenAblagerungszeitraum innerhalb eines MIS-Substadiumshin.

Proben-nummer

FALLabornummer

d/L - Glutaminsäuremittel ± 1σ

Anzahl der teilproben

aar 23 2154 0.183 ± 0.021 3

aar 22 2153 0.128 ± 0.015 2

aar 21 2148 0.121 ± 0.024 4

aar 20 2147 0.175 ± 0.036 4

aar 19/1 2146 0.170 ± 0.021 5

aar 19/2 2152 0.183 ± 0.017 5

aar 6 2145 0.177 ± 0.007 3

aar 5 2151 0.171 ± 0.034 5

aar 4 2150 0.118 ± 0.011 4

aar 3 2149 0.162 ± 0.028 4

nH1 2143 0.171 ± 0.017 5

nH2 2144 0.175 ± 0.008 4

Tab. 7: Ergebnisse des Aminosäuren-Geochronology. Angegeben sind D/L-Glutaminsäure-Werte (Totalhydrolysat) im Mittel ± 1σ Standardabweichung gemessen an Gyraulus laevis-Gehäusen von Neumark Nord (NN2), vgl. Abb. 15.

Tab. 7: Results of Amino acid geochronology. Summary total hydrolysate amino acid racemization data for D/L-Glutamic Acid measured in Gyraulus laevis shells from Neumark Nord (NN2), see fig. 15.


Profilhöhe(m NN)

0.1 0.2 0.20.1

/ /

94.5

95.5

96.5

97.5

98.5

99.5

100.5

101.5

94.5

95.5

96.5

97.5

98.5

99.5

100.5

101.5

AAR 25

AAR 24

AAR 23

AAR 6

AAR 5

AAR 4

AAR 3

AAR 22AAR 21AAR 20AAR 19/1+2

D/L GLU Gyraulus D/L GLU Anisus

± 1σ ± 1σ

Mittel (µ)Mittel (µ)

Abb. 15: D/L-GLU(Glutaminsäure)-Verhältnisse von Gyraulus laevis und Anisus leucostoma. Für eine Übersicht der gemessenen D/L-GLU-Werte siehe Tab. 7 und Tab. 8.

Fig. 15: D/L Glutamic acid data are mean and one standard deviation total acid hydrolysate values measured in Gyraulus laevis and Anisus leucostoma shells. Summary D/L data are shown in table 7 and table 8.

Diese Ergebnisse werden durch Resultate von D/L-Gluta-minsäure-Verhältnissen, gemessen an Anisus leucostoma-Gehäusen, aus dem Profilabschnitt 100,0–101,5 m NN ge-stützt (Abb. 15,Tab. 8).D/L-WertederProbenAAR20–23bewegen sich in einem Bereich von 0,133 bis 0,158 undkennzeichnen damit, unter Berücksichtigung taxonomi-

scher Einflüsse, einen ähnlichen Ablagerungszeitraum wieD/L-GluvonGyraulus laevis, wobeiauchhierdiestratigra-phisch jüngere Probe (AAR 22) leicht niedrigere D/L-Ver-hältnisse aufweist, und die D/L-Werte der Probe AAR 23durch störende Einflüsse des Paläoumweltmilieus über-prägtsind.


Proben-nummer

FALLabornummer

d/L - Glutaminsäuremittel ± 1σ

Anzahl der teilproben

aar 25 2443 0.239 ± 0.046 5

aar 24 2442 0.209 ± 0.036 3

aar 23 2441 0.142 ± 0.010 4

aar 22 2440 0.133 ± 0.002 5

aar 21 2445 0.158 ± 0.012 4

aar 20 2444 0.150 ± 0.006 4

Tab. 8: Ergebnisse des Aminosäuren-Geochronology. Angegeben sind D/L-Glutaminsäure-Werte (Totalhydrolysat) im Mittel ± 1σ Standardabweichung gemessen an Anisus leucostoma-Gehäusen von Neumark Nord (NN2), vgl. Abb. 15.

Tab. 8: Results of Amino acid geochronology. Summary total hydrolysate amino acid racemization data for D/L-Glutamic Acid measured in Anisus leucos-toma shells from Neumark Nord (NN2), see fig. 15.

Abweichend dazu zeigen sich die Ergebnisse, die an denbeiden obersten Proben von Anisus leucostoma gemessenwurden.D/L-Glu-WertederProbenAAR24(0,209± 0,036)und AAR 25 (0,239 ± 0,046) offenbaren einen deutlichenAnstieg von ca. 50 % gegenüber den stratigraphisch älte-ren Proben AAR 20–23. Damit verhalten sich die Wertedieser beiden Proben genau gegensätzlich als für strati-graphisch jüngere Proben zu erwarten wäre, und deuten,auch aufgrund der relativ hohen Standardabweichung derProben AAR 24 und AAR 25, auf eine Inkorporation vonstratigraphischälteremMaterial (prä-eemzeitlich)hin.Aussedimentologischer Sicht ist im obersten Profilabschnittdurchaus mit lateralen Umlagerungsprozessen zu rechnen(Verzahnungsbereich von Seeablagerungen und Fließerde,siehe 4.3.1), nach palynologischen und malakologischenBefunden allerdings ohne nachweisbare Beteiligung vonprä-eemzeitlichemMaterial.AußerdemkommtAnisus leu-costoma in den untersten (saalezeitlichen) Profilabschnit-ten nicht vor (Abb. 12). Eine endgültige Interpretation derD/L-Glu-WertederProbenAAR24undAAR25mussda-herweiterenUntersuchungenvorbehaltenbleiben.

Da das besondere Potential der Aminosäuren-Stratigra-phievoralleminderMöglichkeitbesteht,durchdenVergleichmit stratigraphisch gesicherten (Typus-)Profilen regional-stratigraphischeKorrelationenundrelativeAltersmodellezuetablieren,wurden fürdie vorliegendeUntersuchungAni-sus leucostoma-ProbenausdeneemzeitlichenTravertinauf-schlüssenWeimar,Belvedereallee(VillaCosima)undBurg-tonna/GräfentonnainThüringenzurGegenüberstellunghe-rangezogen(vgl.Kahlke2002undManiaetal.2003).DieseProben sindGegenstand einer laufenden Kooperation undumfassenden aminostratigraphischen Untersuchung mit-teldeutscherTravertine der Autoren Machalett, Meng undOches, initiiertdurchProf.WilliamD.McCoy (GeoscienceDepartment, University of Massachusetts, Amherst) undin Zusammenarbeit mit Dr. Lutz Maul (ForschungsinstitutSenckenberg, Forschungsstation für Quartärpaläontologie,Weimar).SiewerdeninspäterenPublikationeneingehenderbetrachtet.

D/L-Glutaminsäure-Verhältnisse, gemessen an Anisus leucostoma-Proben,ausdenalseemzeitlichgesichertenTra-vertinsandendesAufschlussesWeimar,Belvedereallee(VillaCosima)ergabenWerteineinemSpektrumvon0,144± 0,011(ProbeFAL2427).D/L-Glu-WerteanderProbeFAL2417ausdem Aufschluss Burgtonna/Gräfentonna liegen in einemähnlichengenBereichbei0,153± 0,017.

Eine Korrelation mit den Anisus leucostoma-Proben AAR20–23inNN2verweistaufeineSedimentationdesBeckens,diezeitgleichmitderTravertinbildungindenthüringischenProfilenstattfandundbelegtdamiteinSedimentationsalterwährend des MIS 5. Diese Aussage wird vor allem durchdiekonsistentenD/L-Glu-WertevonGyraulus laevis (Pro-beAAR3bisAAR20) gestützt, die für eineüberwiegendzusammenhängende Sedimentationsphase innerhalb einesInterglazialzyklusessprechen,sodassaufgrundderamino-stratigraphischenErgebnissederKernbereichdesHauptpro-filsA (ca. 95–101m NN)demMIS5 zuzuordnen ist.Dieswird auch durch die D/L-Glu-Werte von Gyraulus laevis-ProbenausdemarchäologischenHauptfundhorizontNN2/2vomBeckenrand(vgl.5.3)gestützt,diesichmitWertenvon0,171± 0,017(NH1)und0,175± 0,008(NH2)eindeutigmitdenD/L-Glu-VerhältnissenimHauptprofilAkorrelierenlas-sen.

7 Fazit

MitdemHauptprofilAliegtdasamvollständigstenunter-suchteProfildesZentralteilsdesPaläoseebeckensNN2vor.EinschließlichderRammkernsondierung reichtesvon90,4bis101,4m NN.Die interdisziplinärenUntersuchungenandiesemunddenbenachbartenProfilenzeigenübereinstim-mend, dass die limnische Sedimentation im Becken NN2vomEndedesSaale-KomplexesüberdieEem-WarmzeitbisindieWeichsel-Kaltzeiterfolgte.DasProfillässtSeespiegel-schwankungenmiteinergenerellenTendenzderVerflachungundVerlandungsowiewechselndeSedimentationsratener-kennen.DurchdiepalynologischenUntersuchungensindau-ßerdemmitErosionundSedimentumlagerungenverbunde-neHiatenfestgestelltworden.

Der archäologische Hauptfundhorizont NN2/2, der vonLaurat & Brühl (2006), Laurat et al. (2006) und Maniaetal. (2008,2010)einervonderEem-WarmzeitdurcheineKaltphase abgetrennten prä-eemzeitlichenWarmzeit zuge-ordnet wurde, ist in der Eem-Warmzeit akkumuliert wor-den.

Vorallemdiepalynostratigraphische,aberauchdiemala-kologischeKoinzidenzderBeckenNN1undNN2belegtdieGleichaltrigkeitderAblagerungen.Gegenteiligepalynologi-scheArgumentesinderneutentkräftetworden.Somitexis-tiert in Neumark-Nord zwischen der Saale-GrundmoränederZeitz-PhaseundderWeichsel-KaltzeitnureineWarm-zeit,dasEem.


Die Ergebnisse neuerer Lumineszenzdatierungen weisenebenfallsaufeineZeitgleichheitderBeckenfüllungenundei-neZuordnungzumEem-Interglazial(MIS5e,ca.127–115ka)hin. Ältere Thermolumineszenz-Daten von NN1 stehendurchihregeringeGenauigkeitdazunichtzwingendimWi-derspruch.Wegen des damaligen experimentellen StandesderangewandtenMethodik,dievorallemMöglichkeitenderAltersüberschätzungaufweist,sindsienichtdazugeeignet,dasBeckenvonNeumark-Nord1ineinälteresInterglazialeinzustufen.

Das Alter des Saale-Hochglazials (Drenthe-Stadium undWarthe-Stadium) ist in Mittel- und Ostdeutschland mit ca.150–130 ka bestimmt worden (Krbetschek & Eissmann2008, Krbetschek et al. 2008). Dieser Zeitabschnitt ist so-mit in das MIS 6 zu stellen, was in Daten aus drenthezeit-lichen Ablagerungen der Niederlande Bestätigung findet(Busschersetal.2008).PollenanalytischdemEemzugewie-seneSedimente,sowohlaufdrenthe-alsauchaufwarthesta-dialenSedimenten,konnten stetsdurchgeochronometrischeDatierungen dem MIS 5e zugeordnet werden (z. B. Krbet-schek & Stolz 1994, 1997, Degering & Krbetschek 2007a, b).DieseZeitmarken setzenGrenzen,dieweitereKlima-schwankungenvergleichbarenAusmaßesausgegenwärtigerpaläoklimatisch-quartärgeologischer Sicht nicht zulassen.Dieser Umstand untermauert die durch neue Datierungenfixierte Geochronologie der Sedimentbecken von Neumark-Nord(NN1undNN2)unddamitdereneemzeitlicheGenese.

DieaminostratigraphischenUntersuchungenbelegenzumeinen die quasikontinuierliche Sedimentation des zentralenAbschnitts des Paläoseebeckens NN2, zum anderen erlaubtdie Aminosäuren-Stratigraphie eine direkte Korrelation desBeckensNN2mitandereneemzeitlicheingestuftenSediment-sequenzenMitteldeutschlandsundverweistdamitaufeinese-dimentäreGenesevonNN2währenddesMIS5.

Die Einstufung des Beckens NN1 in die Eem-Warmzeitwirdauchdurchvergleichende isotopen-geochemischeUn-tersuchungen an mehreren Profilen in Mitteldeutschlandgestützt (Boettgeretal.2005,2009).Dieaufeinerangeb-lichenmündlichenMitteilungvonT.BoettgerberuhendeAussagevonManiaetal.(2008),dassdieBeckenNN1undNN2 aufgrund von isotopen-geochemischen Analysener-gebnissenichtgleichzeitigentstandenseinkönnten,istun-zutreffend(freundl.mündl.Mitt.T.Boettger,Halle).

Schließlich ist zu konstatieren, dass die Stratigraphievon Neumark-Nord im Einklang mit der Chronostratigra-phiedesPleistozäns steht.VergleichbarmitdemProfilderBohrung Amsterdam-Terminal, das alsGSSP für die BasisdesOberpleistozänsvorgeschlagenwurde(Litt&Gibbard2008), lagernhierSedimentederEem-WarmzeitdirektaufSedimentendesSaale-Komplexes.

Die von Mania et al. (2008, 2010) dokumentierten La-gerungsbeziehungen, nach denen die Beckenfolge NN2überdervonNN1liegensoll,kannnichtbestätigtwerden.WeiterevonManiawiederholt angeführteArgumente fürein intrasaalezeitliches Alter von NN1 haben keine hin-reichende stratigraphische Relevanz (vgl. Litt 1994a, b).Das betrifft die Ausbildung der periglaziären Deckschich-ten ebenso wie die Zusammensetzung der Säugetierfau-na bzw. ihrer z. T. fraglichen phylogenetischen Merkma-le, die unter Missachtung der geologischen Verhältnisseam Fundort stratigraphisch fehlinterpretiert wurden (u. a.

Van der Made 2003, 2010). Insbesondere ist der Versuchvon Mania et al. (2008) und Heinrich (2010) abzulehnen,das mittelpleistozäne Alter von NN1 mit dem Nachweisder Zwergwaldmaus Apodemus maastrichtiensis belegenzu wollen, die nach ihrer Auffassung im Eem nicht gelebthat (vgl. auchHeinrich2001).Apodemus maastrichtiensisist jedochauchausdemInterglazialvorkommenvonGrab-schütz bekannt (Benecke et al. 1990), dessen eemzeitlicheEinstufungseitlangemgesichertist(u.a.Litt1990,1994a).SomitstelltderFundinNeumark-Nordnureinenzusätzli-chenBelegfürdieExistenzdieserMauswährendderEem-Warmzeitdar.

DieMakroflorenreste(Mai1990)unddieOstrakoden(zu-letzt Fuhrmann 2006) sind hervorragende BioindikatorenfürdiePaläoumweltbedingungen.SieerlaubensomitRück-schlüsse auf die spezifischen Standortverhältnisse, bildenjedochkeine geeignetenKriterien für dieDefinitionneuerklimatostratigraphischerEinheiten. InNeumark-Nordwer-den die klimatischen Besonderheiten des MitteldeutschenTrockengebietes während der Eem-Warmzeit deutlich. In-sofernbietet derVergleichderEem-VorkommenvonNeu-mark-Nord, Gröbern und Grabschütz ein Lehrbeispiel fürdiestandortspezifischeVariabilitätbenachbartersynchronerWarmzeitprofile(vgl.Litt1994a).

8 dank

Die vorgelegten Untersuchungen wurden zum größtenTeil anSchurfprofilendesLandesamtes fürDenkmalpflegeund Archäologie Sachsen-Anhalt (LDA) durchgeführt. Da-fürdankenwirdemDirektordesAmtesHerrnProf.Dr.H.Meller, der unsere Aktivitäten stets wohlwollend begleitetundgeförderthat.Seit2003hatsichzwischendenarchäo-logischenBearbeiterndesLDAunddenAutorendiesesBei-trageseinefruchtbareKooperationentwickelt.Diesbegannzunächst mit wertvollen Kontakten mit dem langjährigenLeiter der wissenschaftlichen Bearbeitung der archäologi-schenundpaläontologischenFundstätteNeumark-NordundEntdeckerdesBeckensNN2,HerrnProf.Dr.D.Mania,demwir auch für die Bereitstellung seinerGeländedokumenta-tionenvon2003/2004Dankschulden.DesWeiterendankenwir insbesondere den Kollegen E. Brühl undT. Laurat fürihrezahlreichensachkundigenErläuterungenzurGeologie,PaläontologieundArchäologievonNeumarkNord,fürdenkollegialenDatenaustauschundfürvielekonstruktiveDis-kussionen,andenenz.T.auchweitereMitgliederdesGra-bungsteams,vorallemHerrN.Hesse,beteiligtwaren.Wert-volle Hinweise und Anregungen erhielten wir außerdemvonProf.Dr.M.Altermann (Halle),Dr.T.Böttger (Halle),Prof. Dr. L. Eißmann (Leipzig), PD Dr. F.W. Junge (Leip-zig),Prof.Dr.T.Litt (Bonn),Dr.R.Ruske (Halle),K.Som-merwerk (Halle), Dr. M. Thomae (Halle) u. a. Für die Be-arbeitungpaläontologischenFundmaterialsdankenwirdenKollegenDr.G.Böhme(Berlin),Dr.L.Maul(Weimar)undDr.U.Bößneck(Erfurt).UnserDankgilt auchdenHerrenProf. Dr. C. Lempp und J. Buchantschenko (Halle) für dieDurchführungderRammkernsondierungimRahmeneinesstudentischenPraktikumsanderMLUundfürLaboranaly-senamKernmaterial.DieKorngrößenzusammensetzungen,Kalk-undHumusgehaltederProbenausdenSchurfprofilenwurdenvonFrauC.FleischerundMitarbeiterinnen(Labor


desLAGBSachsen-Anhalt)bestimmt.Ihnenseiebensoge-danktwieFrauL.Musch(LandeslaborBerlin-Brandenburg)fürdieAnfertigungderPollenpräparate.DesWeiterendan-kenwirfolgenden,zeitweiseandenGeländearbeitenbetei-ligtenKolleginnenundKollegen:A.Burmeier,K.Schuberth(LAGB Sachsen-Anhalt), N. Hermsdorf, Dr. N. Schlaak, A.SonntagundDr.H.-U.Thieke(LBGRBrandenburg).

9 Literatur

Ad-Hoc-Arbeitsgruppe Boden des Bund-Länder-Ausschusses Bo-denforschung (BLA-GEO) (2005): Bodenkundliche Kartieranleitung(KA5).–438S.;Hannover.

Ad-Hoc-Arbeitsgruppe Geologie des Bund-Länder-Ausschusses Bo-denforschung (BLA-GEO): Geologische Kartieranleitung der Staat-lichenGeologischen Dienste,Teil FachlicheGrundlagen: http://www.geol-ka.de

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iSSn 0424-7116

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Alf Grube

(reply: structure and development of ice-wedge pseudomorphs in the Lieth lime quarry/Elmshorn (schleswig-Holstein) – Comment by J. vandenberghe in Eiszeitalter & Gegenwart – Quaternary science Journal 58/1: 107–109.)

Address of author: A. Grube, Dezernat Geologie, Landesamt für Landwirtschaft, Umwelt und ländliche Räume des Landes Schleswig-Holstein(LLUR),HamburgerChaussee25,D-24220Flintbek.E-Mail:[email protected]

Im Folgenden wird zur Gegendarstellung von Prof. JefVandenberghe(CommentJefVandenbergheonA.Grube(2007)E&G–Quat.ScienceJ.56/4:283–294)inE&G–Qua-ternaryScienceJournal58/1:107–109Stellungbezogen.ImZentrumdesBeitragesstehtdieFrage,obdievomAutoralsEiskeil-Pseudomorphosen (im Folgenden Eiskeile genannt)interpretiertenStrukturenauchandererEntstehung (tekto-nischbedingteStörungen,Verkarstungs-Erscheinungen)seinkönnten.

ZunächstsprichtdiegeologischeUmgebungfüreineBil-dung der Strukturen als Eiskeile. Die Strukturen treten ineinerHochlagederZechsteinascheauf,beiderkeinerandli-chenAbfällezuverzeichnensind,diewiederumSpaltenbil-dungenhervorrufenkönnen (Punkt 1beiVandenberghe).In denWandzeichnungen ist die periglaziäre ÜberprägungderoberflächennahenSchichtenimBereichderLietherKalk-grube dokumentiert. Hierzu gehören bis in ca. 2,5 MeterTiefeunterGOKreichende,lehrbuchhaftausgeprägteTrop-fenbödenundDiapire.DabeisindauchdieoberenBereichederEiskeileintensivperiglaziärüberformtworden(Punkt5beiVandenberghe),wobeiauchhiertypischeKryoturbati-onenundDiapir-Formenauftreten.Subrosivhervorgerufe-neVerstellungen tretennur imnördlichenEiskeil auf.VonBedeutung sind weiterhin unregelmäßige Frostspalten miteinerÖffnungs-BreitevonbiszuwenigenZentimetern,diedengesamtenaufgeschlossenenBereichderZechsteinaschenbiszurSohlederWand(ca.3Meter)komplexdurchziehen.InAbbildung2desAufsatzessindhierbeinurdiegrößtenStrukturenangedeutet,dieÜberprägungistjedochflächen-haftvorhanden.Insgesamtistalsoeinesehrintensiveperi-glaziäreÜberprägungdesausgeschlossenenProfilsvorhan-den.

Grabenbruchähnliche Strukturen am oberen Rand vonEiskeilen sind nach den Erfahrungen des Autors in Nord-westdeutschland nicht sehr häufig intensiv ausgebildet.Denkbar ist zudem, dass sich entsprechendeVerstellungenaufgrund der besonderen bodenmechanischen Eigenschaf-tenderZechsteinaschenichtbildenkonnten.Auchmussbe-rücksichtigtwerden,dassdurchdieintensiveVerbrodelungdestrichterförmigenÖffnungsbereichesderEiskeileentspre-

chende, ehemals vorhandene Strukturen zerstört wordenseinkönnten.

GrundsätzlichsindvieleEiskeileinNordwestdeutschlandnichtanPolygonnetzegebunden (Punkte2,3beiVanden-berghe),sonderntretenunabhängigauf.EmpirischeDatenzudenDimensionentypischerPolygonnetzenbzw.Eiskeil-bildungen,wievonJefVandenberghezitiert,müssenhier,aneinemStandortmitohneZweifelungewöhnlichengeolo-gischenundbodenmechanischenVerhältnissen,nichtzwin-gendzutreffen.ImAufsatzdesAutorswirdimÜbrigendeut-lichdaraufhingewiesen,dassdieAnlagederEiskeiledurchdie salztektonische Prägung bzw. entsprechende Störungs-systemevorgezeichnetseindürften.

DieunregelmäßigeFormderEiskeil-BildungenwirdaufdiebesonderenEigenschaftendesWirtsmaterialszurückge-führt(Punkt4beiVandenberghe).

Ein weiteres wesentlichesArgument für die EinstufungderStrukturenalsEiskeilbildungenistdieverhältnismäßigregelmäßige Ausbildung der parallel-schichtigen Intern-struktur. Bei(salinar-) tektonischbedingtenSpaltenbildun-genoderVerkarstungs-Strukturenisteinwiederholtes,mehrodermindergleichförmigesÖffnen,dasdurchdieparallelenEinheitenmitähnlicherbisgleicherSchichtmächtigkeitbe-legtist,nichtzuerwarten.Vielmehrwürdebevorzugtepiso-discheinAufreißenundeinefolgendeeinbruchhafteVerfül-lungerfolgen,woraussicheinedeutlichheterogenereIntern-strukturergebenwürde.BeiSpaltenfüllungenwärenzudemverstärkthorizontaleverfüllteAbschnittevorhanden.DiesefehlenindendokumentiertenAbschnittenderEiskeile.DieBildungvonsalinartektonischenbzw.Karst-EinbrüchenmiteinerseitlichenNeigung,wiesiebeidenEiskeil-BildungeninLiethzuerkennenist,istnichtvorstellbar,daentsprechen-deStrukturennichtstandfestwärenundkollabierenwürden.Zudemwärezuerwarten,dassverstärktverstürzteBruch-stückevondenumgebendenPerm-GesteinenindenSpalten-füllungen vorhanden sind, u.a. Zechsteinkalke, Stinkkalke.EntsprechendemassiveVerstürzefehlenbeidenStrukturen.

Die Eiskeile sind mit pleistozänen Sedimenten gefüllt.Einetektonischebzw.durchKarstbedingteSpaltenbildungmüsste verstärkt permisches sowie ggf. mesozoisches und/




odertertiäresMaterialenthalten.WarumsollteeineSpalten-bildungerstwährenddesPleistozänseingesetzthaben?

DiebeschriebenenEiskeilesind–zumindest imoberen,aufgeschlossenenTeil–vorwiegendinderZechstein-Ascheangelegt.DieZechstein-AschebestehtausCalcitundDolo-mit.NachdenBeobachtungenvorOrttretenindenAschenkeine nennenswertenVerkarstungs-Strukturen auf, im Ge-gensatz zu den umliegenden Zechsteinkalken sowie Zech-stein-undRotliegend-Gipsen.EinGrundhierfürdürftesein,dass bei der Subrosion entstehende Hohlräume aufgrunddes feinkörnigen Materials (82% Schluff- und Ton-Anteil)verhältnismäßigschnellwiedergeschlossenwerden.Hierzuträgtbei,dassdasMaterialunternatürlichenBedingungenweitgehend im Grundwasser liegt. Zudem sind Dolomitedeutlich geringer löslich als Kalkstein. Die DurchlässigkeitdesMaterialsfürperkolierendesWasseraufgrundderKorn-zusammensetzung,derZementierungundderKompaktionistdeutlichreduziert.EineVerkarstungwurdeindemaufge-nommenAufschlussnurdortbeobachtet,wobrecciöseZech-steinkalkebisandieOberflächederPerm-Gesteineaufdrin-

gen(nördlicherEiskeil).BeidenbeidenanderenStrukturensindkeinerleiAnzeichenfüreineVerkarstungzuentdecken.Die Strukturen reichen gleichförmig bis an die OberflächederumgebendenPerm-Gesteine,diewiederumkeineAnzei-cheneinesEinbruchszeigt.Darüberhinaussindnirgendwoin den flächenhaft aufgeschlossenen Zechsteinablagerun-gendergesamtenLietherKalkgrubeSpaltenstrukturenauf-geschlossengewesen (freundl.Mitt.Dr.ThomasVollmer,Hamburg).EstretennurklassischeStörungenauf.

Insgesamt stehen somit die beobachteten Strukturen ei-nerInterpretationderSpaltenalsEiskeil-Pseudomorphosennichtentgegen.NaturgemäßverbleibtderWunsch,dassdiehier diskutierten Strukturen genauer untersucht werdensollten,danochverschiedeneFragenoffenbleiben.HierzusolltenmöglichstdieBasisbereichederStrukturenfreigelegtwerden (Wasserhaltung notwendig), um die Gesamtstruk-turensichtbarzumachen.Altersangaben,z.B.mittelsOSL-DatierungenanEinzelkörnern,würdenweiterewichtigeIn-formationenzurGenesederStrukturenliefern.

170 E&G / Vol. 59 / no. 1 / 2010 / ??–?? / DOi 10.3285/eg.59.1.01 / © authors / Creative Commons attribution license

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Scientific names of flora and fauna (gender, sub-gender, species, sub-species)havetobewritteninitalics.UsesmallCapitalsfortheauthor(Armeria maritimaWilld.)

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references (examples)

Papers:Schwarzbach,M.(1968):NeueEiszeithypothesen.–Eiszei-talterundGegenwart,19:250–261.Eissmann,L.&Müller,A.(1979):LeitlinienderQuartären-twicklungimnorddeutschenTiefland.–ZeitschriftfürGe-ologischeWissenschaften,7:451–462.Zagwijn,W.H.(1996):TheCromerianComplexStageoftheNetherlandsandcorrelationwithotherareasinEurope.–In:Turner,C.(ed.):TheMiddlePleistoceneinEurope:145–172;Rotterdam(Balkema).Magny,M.&Haas,J.N.(2004):Amajorwidespreadclimat-icchangearound5300cal.yrBPatthetimeoftheAlpineIceman.–JournalofQuaternaryScience,19:423–430.DOI:10.1002/jqs.850

Books:Ehlers,J.(1994):AllgemeineundhistorischeQuartärgeolo-gie.–358S.;Stuttgart(Enke).

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171E&G / Vol. 59 / no. 1 / 2010 / ??–?? / DOi 10.3285/eg.59.1.01 / © authors / Creative Commons attribution license 171

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Im fortlaufendenText sind Literaturhinweise als Kurzzita-teeinzufügen,deroderdieAutorennamensindinKapitäl-chen-Schriftzusetzen,dasErscheinungsjahrinKlammern,z.B.Müller(2006).WerdenvoneinemAutormehrereAr-beitenaus einem Jahr zitiert, so sinddiesedurchBuchsta-benzuunterscheiden:Müller(2006a,2006b).BeimehralsdreiAutorenkannetal.verwendetwerden:Mülleretal.(2006).ArbeitenmitbiszudreiAutorenwerdenfolgender-maßenzitiert:Müller&Meyer(2006)oderMüller,Meyer&Schulz (2006). SindmitderZitierungbestimmteSeitenoderAbbildungengemeint,müssendiesegenauangegebenwerden:Müller(2006:14)oderMüller(2006:Fig.14).

DiewissenschaftlichenNamenvonPflanzenundTieren(Gat-tungen,Untergattungen,Arten,Unterarten) sindkursivzuschreiben.DiedenbiologischenNamenfolgendenAutorenwerdeninKapitälchengesetzt(Armeria maritimaWilld.).

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Zitierweise (Beispiele)

Aufsätze:Schwarzbach,M.(1968):NeueEiszeithypothesen.–Eiszeit-alterundGegenwart,19:250–261.Eissmann,L.&Müller,A. (1979):LeitlinienderQuartär-entwicklung im norddeutschen Tiefland. – Zeitschrift fürGeologischeWissenschaften,7:451–462.Zagwijn,W.H.(1996):TheCromerianComplexStageoftheNetherlandsandcorrelationwithotherareasinEurope.–In:Turner,C.(ed.):TheMiddlePleistoceneinEurope:145–172;Rotterdam(Balkema).Magny,M.&Haas,J.N.(2004):Amajorwidespreadclima-ticchangearound5300cal.yrBPatthetimeoftheAlpineIceman.–JournalofQuaternaryScience,19:423–430.DOI:10.1002/jqs.850

Monographische Werke, Bücher:Ehlers,J.(1994):AllgemeineundhistorischeQuartärgeolo-gie.–358S.;Stuttgart(Enke).

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Committee / vorstand

Die Deutsche Quartärvereinigung (DEUQUA) e.V. ist einZusammenschluss deutschsprachiger Quartärwissenschaft-lerundwurde1949gegründet.DerVereinhatzumZieldieQuartärwissenschaft zu fördern, sie in der Öffentlichkeitzuvertreten,denKontakt zuangewandterWissenschaftzuintensivieren sowie öffentliche und politische Gremien inquartärwissenschaftlichen Fragestellungen zu beraten. Des-weiterenhatderVereinsichzurAufgabegemacht,dieKon-taktpflege der Quartärforscher untereinander und zu ver-wandtenOrganisationenimIn-undAuslandzubetreiben.

Die DEUQUA veröffentlicht jährlich mehrere Ausgabenvon„E&G–QuaternaryScienceJournal“.DortwerdenFor-schungserkenntnisse aus dem Bereich der Quartärwissen-schaft publiziert. Zusätzlich werden Entwicklungen in derDEUQUAvierteljährlichindenGeowissenschaftlichenMit-teilungen(GMIT)bekanntgemacht.

Im zweijährigenTurnus veranstaltet die Deutsche Quar-tärvereinigung e.V. die DEUQUA-Tagung. Diese bietet einForum, in welchem aktuelle Forschungsergebnisse aus demBereichderQuartärwissenschaftenvorgestelltunddiskutiertwerden.

PrEsidEnt / PrÄsidEntinPROF. DR. MARGOT böSE

Freie Universität berlin

Malteserstr. 74–100

D-12249 berlin, Germany

Tel.: +49 (0)30-838-70 37 3

E-Mail: m.boese (at) fu-berlin.de

viCE PrEsidEnts / viZEPrÄsidEntEnUniV.-PROF. MAG. DR. CHRiSTOPH SPöTl

institut für Geologie und Paläontologie

Universität innsbruck

innrain 52

A-6020 innsbruck, österreich

Tel.: +43 (0)512-507-5593

Fax: +43 (0)512-507-2914

E-Mail: christoph.spoetl (at) uibk.ac.at

PROF. DR. lUDWiG zöllER

Fakultät ii – lehrstuhl für Geomorphologie

Universität bayreuth

Universitätsstrasse 30

D-95440 bayreuth, Germany

Tel.: +49 (0)921-55 2266

Fax: +49 (0)921-55 2314

E-Mail: ludwig.zoeller (at) uni-bayreuth.de

trEAsurEr / sCHAtZmEistEr DR. JöRG ElbRACHT

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Stilleweg 2

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E-Mail: joerg.elbracht (at) lbeg.niedersachsen.de

Editor-in-CHiEF / sCHriFtLEitunG (E&G)

PD DR. HOlGER FREUnD

iCbM – Geoecology

Carl-von-Ossietzky Universitaet Oldenburg

Schleusenstr 1

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Hessisches landesamt für Umwelt und Geologie

Postfach 3209

D-65022 Wiesbaden, Germany

Tel.: +49 (0)611-69 39 92 8

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dEuQuA

DR. DAniElA SAUER

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D-70593 Stuttgart, Germany

Tel.: +49 (0)711-459-22 93 5

E-Mail: d-sauer (at) uni-hohenheim.de

DR. FRAnk PREUSSER

Geologisches institut

Universität bern

baltzerstr. 1–3

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E-Mail: preusser (at) geo.unibe.ch

PROF. DR. REinHARD lAMPE

institut für Geographie und Geologie

Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifwald

Friedrich-ludwig-Jahn-Strasse 16

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Tel: +49 (0)3834-86-45 21

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PROF. DR. biRGiT TERHORST

Geographisches institut

Universität Würzburg

Am Hubland

D-97074 Würzburg, Germany

Deutschland

Tel. +49 (0)931-88 85 58 5

E-Mail: birgit.terhorst (at) uni-wuerzburg.de

deutsche QuartärvereinigungGerman Quaternary Association

The German Quaternary Association (DEUQUA) eV is anassociationofGerman-speakingQuaternaryScientists.Theaim of the association is to promote the Quaternary Sci-ence,torepresentitinpublic,tointensifythecontacttoap-pliedscienceaswellastoadvicepublicandpoliticalboardsinquatarnaryissues.

Furthermore,theassociationhassetitselfthetaskofop-eratingthecontactsbetweentheQuaternaryScientistsandrelatedorganizationsathomeandabroad.

The DEUQUA published annually several editions of“E&G – Quaternary Science Journal”. In that journal re-search results from the field of Quaternary Science arepublished. In addition,developments in the DEUQUAareannounced in the“Geosciencemessages” (GMIT).GMIT ispublishedquarterly.

Every two years, the German Quaternary Associationheld the DEUQUA-Conference. At this conference the lat-estresearchresultsoftheQuaternarySciencearepresentedanddiscussed.

E&G Quaternary Science Journal Volume 59 / number 1–2 / 2010 / issn 0424-7116 / DOi 10.3285/eg.59.1-2


GEoZon sCiEnCE mEdiAwww.geozon.net

Contents

DOi 10.3285/eg.59.1-2.01

relative sea-level development and isostasy along the nE German baltic sea coast during the past 9 ka.Reinhard Lampe, Elisabeth Endtmann, Wolfgang Janke, Hinrich Meyer

DOi 10.3285/eg.59.1-2.02

Late Quaternary morphodynamics in the Quebrada de Purmamarca, nW ArgentinaJan-Hendrik May, Ramiro Daniel Soler

DOi 10.3285/eg.59.1-2.03

Aeolian sedimentation in the rhine and main area from the Late Glacial until the mid-Holocene: new evidence from the magdalenien site of Götzenhain (Hesse, Germany)Johann Friedrich Tolksdorf, Knut Kaiser, Thomas Terberger, Nicole Klasen, Birgit Schneider, Peter Masberg

DOi 10.3285/eg.59.1-2.04

der rodderbergkrater bei bonn: Ein komplexes GeoarchivLudwig Zöller, Ulrich Hambach, Henrik Blanchard, Stefanie Fischer, Sven Köhne, Rüdiger Stritzke

DOi 10.3285/eg.59.1-2.05

relation of loess units and prehistoric find density in the Garzweiler open-cast mine, Lower rhineHolger Kels, Wolfgang Schirmer

DOi 10.3285/eg.59.1-2.06

untersuchung einer doline auf dem Zugspitzplatt: Ein palynologischer beitrag zur holozänen Gletschergeschichte im WettersteingebirgeEberhard Grüger, Hermann Jerz

DOi 10.3285/eg.59.1-2.07

indicator count methods tested out on møn, denmarkPer Smed

DOi 10.3285/eg.59.1-2.08

mittel- und spätpleistozäne stratigraphie und morphogenese in schlüsselregionen der nordschweizOskar Keller, Edgar Krayss

DOi 10.3285/eg.59.1-2.09

Geologie, Paläontologie und Geochronologie des Eem-beckens neumark-nord 2 und vergleich mit dem becken neumark-nord 1 (Geiseltal, sachsen-Anhalt)Jaqueline Strahl, Matthias R. Krbetschek, Joachim Luckert, Björn Machalett, Stefan Meng, Eric A. Oches, Ivo Rappsilber, Stefan Wansa, Ludwig Zöller

DOi 10.3285/eg.59.1-2.10

Erwiderung: Zur struktur und Entstehung von Eiskeil-Großformen in Lieth/Elmshorn (schleswig-Holstein): Zum Kommentar von J. vandenberghe in E&G – Quaternary science Journal 58/1: 107–109Alf Grube

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E&G – Quaternary Science Journal Vol. 59 No 1- 2