e&g - quaternary science journal: quaternary landscape evolution in the peribaltic region

5/11/2018 E&G - Quaternary Science Journal: Quaternary landscape evolution in the Peri...

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Vol. 60

No 4

2011

ss 0424-7116 | DO 10.3285/eg.60.4

Ee by he Geman Qaenay Acan

Editor-in-Chief: Hoger Freund

Eiszeitalter und GegenwartQuaternary Science Journal

GEOZON

E&G

QEy lDsCpE EvOlO HE pEblC EO

pOCEEDs OF HE jO DEQ D Q pEblC WOk Op

mEE 2010 EFsWlD

GuEst Editors einhard lae and seatian lorenz



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DEUQUADeutsche Quartärvereinigung e.V.OfceStilleweg 2D-30655 HannoverGermanyTel: +49 (0)511-643 36 13E-Mail: ino (at) deuqua.dewww.deuqua.org

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4 numers volume 60, 2 numers volume 61

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REIHOD HUCRIEDE (1968–1978)HAS DIETRICH AG (1980–1990)JOSEF OSTERMA (1991–1999)WOFGAG SCHIRMER (2000)ERST bRUOTTE (2001–2005)

EditoriAL BoArd

AR-ERST bEHRE, Wilhelmshaven (Germany)HAS-RUDOF bOR, iel (Germany)ART bROGER, iel (Germany)JÜRGE EHERS, Hamurg (Germany)ETIEE JUVIGÉ, iège (belgium)WIGHART VO OEIGSWAD, bonn (Germany)ESE OSTRUP, Uppsala (Sweden)JA PIOTROWSI, Aarhus (Denmark)UDWIG REISCH, Erlangen (Germany)JEF VADEbERGHE, Amsterdam (The etherlands)bERD OITSCHA, bremen (Germany)

GuEst Editor

REIHARD AMPE, Greiswald (Germany)

SEbASTIA ORE, Greiswald (Germany)

Volume 60 / umer 4 / 2011 / DOI : 10 .3285/eg.60.4 / ISS 0424-7116 / www.quaternary- science.net / Founded in 1951

Eiszeitalter und GegenwartQuaternary Science JournalE&G

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399E&G / Vol. 60 / No. 4 / 2011 / 399 / DOI 10.3285/eg.60.4.00 / © Authors / Creative Commons Attribution License

E&GQuaternary Science Journal

Volume 60 / Number 4 / 2011 / 399 / DOI 10.3285/eg.60.4.00

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GEOZON SCIENCE MEDIA

ISSN 0424-7116

399

Die 35. Hauptversammlung der Deutschen artärverei-nigung DEUQUA fand in der Zeit vom 13.–17. Septembermit mehr als 180 Teilnehmern aus 16 Ländern in Greifs-wald sta. Sie stand unter dem Moo „Gletscher, Wasser,Mensch – quartärer Landschaswandel im peribaltischenRaum” und wurde gemeinsam mit der 12. Jahrestagung derINQUA PeriBaltic Working Group veranstaltet. In elf Vor-

tragsblöcken, die klassische emen der artärforschungwie Glazial- und Periglazialmorphologie, Küsten- undSchelfgeologie sowie Geochronologie und Stratigraphieabdeckten, andererseits aber auch neuen Schwerpunktenwie Georisiken Platz einräumten, wurde die große Band-breite der Interessen der in DEUQUA und PeriBaltic Wor-king Group organisierten Fachleute deutlich.

Der regionale Kenntnisstand zum artär Nordost-deutschlands wurde auf sieben Exkursionen entlang derOstseeküste und ins Binnenland eindrucksvoll demon-striert. Das als Band 1 der Reihe DEUQUA Exkursionsüh-rer anlässlich der Tagung erschienene He “Eiszeitland-

schaen in Mecklenburg-Vorpommern” kann kostenlos alseBook beim Verlag Geozon Science Media (hp://www.geozon.info/publikationen) heruntergeladen oder als ge-druckte Fassung ür 34,00 € bestellt werden. Mögen weite-re (tagungsbegleitende) Exkursionsührer in dieser Reihefolgen!

Sieben Beiträge, die auf der Tagung präsentiert wurden,umfasst der aktuelle Band des E & G aternary Science Journal. ematisch breit geächert wie die Tagung, wer-den neue Ergebnisse zur Terrassenstratigraphie des Lech(G S, S et al.), zur Genesevon Eskern (G) und Stauchendmoränen (L), zurspätglazial-holozänen Landschasentwicklung (K S) und der geomorphologischen Reaktion auf denLandnutzungswandel (K et al.) sowie zu mielweich-selzeitlichen Interglazialablagerung in N-Finnland (S E) vorgestellt und diskutiert. Die Herausgeber wün-schen den Beiträgen eine interessierte Aufnahme und Dis-kussion in der Fachwelt.

Abschließend sei den Studenten und Mitarbeitern derUniversität Greifswald sowie den Kollegen in Landesver-waltungen und Praxis herzlich ür die gemeinsame Organi-sation und Durchührung der Tagung und Exkursionen ge-dankt. Unser Dank gilt desweiteren den Sponsoren, derenUnterstützung maßgeblich half, die Tagungs- und Publika-

tionskosten zu tragen, sowie den Autoren, den Gutachternund dem Verlag geozon, die alle zur Entstehung des vorlie-gendes Bandes beigetragen haben.

From the 13th–17th September 2010 the 35th biannual con-ference of the German aternary Association DEUQUAtook place in Greifswald aended by more than 180 par-ticipants representing 16 countries. e meeting was held jointly with the 12th annual conference of the INQUAPeribaltic Working Group and was titled „Ice, water, hu-mans – aternary landscape evolution in the PeriBaltic

Region”. Eleven sessions covering a variety of aternaryresearch subjects such as glacial and periglacial morpholo-gy, coastal and shelf geology as well as geochronology andstratigraphy were held. ese classical research elds weresupplemented by newer research initiatives such as geo-hazards, together representing the big range of interestswithin the DEUQUA and the PeriBaltic Working Groups.

e conference included seven eld trips along the Bal-tic Sea coast and adjacent areas which introduced the cur-rent understanding of regional aternary processes. Onthe occasion of the meeting a detailed eld guide titled“Eiszeitlandschaen in Mecklenburg-Vorpommern” was

published (available at no cost under hp://www.geozon.info/publikationen or as a printed hardcopy at your localbookstore for 34 €). is publication is the rst issue of thenew DEUQUA-eld-guide-series, may there be many moreeditions in the future!

e presented volume of the E & G aternary Science Journal contains seven papers which were presented at theconference. ey include a wide range of new results dealingwith the stratigraphy of the River Lech terraces (G S, S et al.), esker genesis (G), pushmoraines (L), Late glacial and Holocene landscapedevelopment of Rügen Island (K S et al.),geomorphological responses to land use changes (Ket al.), and mid-Weichselian interstadial deposits in N Fin-land (S E). We hope that these research arti-cles will stimulate fruitful further discussion among expertsworking in these elds.

We would like to express our sincere thanks to colleaguesand students of the University of Greifswald and cooperat-ing state government oces as well as participating com-panies for the joint organization and implementation of theconference. Several sponsors helped to nance this inter-national meeting and its related publications. Finally wewould like to thank all authors, reviewers and the GeozonPublishing House who helped to create this volume.

R LS L

Vorwort / Foreword


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http://www.geozon/

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400 E&G / Vol. 60 / No. 4 / 2011 / 400–413 / DOI 10.3285/eg.60.4.01 / © Authors / Creative Commons Attribution License


Volume 60 / Number 4 / 2011 / 400–413 / DOI 10.3285/eg.60.4.01



ISSN 0424-7116

Jungquartäre Flussterrassen am mittleren Lech zwischen

Kinsau und Klosterlechfeld – Erste Ergebnisse

Benjamin Geßlein, Gerhard Schellmann

Abstract: GPS based eld mappings of the uvial terraces of the river Lech between Kinsau and Klosterlechfeld demonstrate a stratigra-phic dierentiation of the younger aternary valley boom by a terrace ight of at least 17 Lech terraces. e oldest terraceof probably Early to Middle Würmian age is the Übergangsterrasse (transitional terrace), which is in contrast to the youngerWürmian and Holocene terraces covered by a thin layer of sandy loess sediments. e valley is dominated by six WürmianPleni- and Lateglacial terraces which engage about 65% of the valley plain. While the oldest Lower Terrace, the Hauptnieder-terrasse including its subelds, is directly connected to the terminal moraines of the Würmian Last Glacial Maximum (LGM)both younger Late Pleniglacial lower terraces (Stufe von Altenstadt, Stufe von Schongau-Peiting) have no direct connection to aterminal moraine. e Würmian Lateglacial terraces, the Stufe von Unterigling, the Zwischenstufe and the Stufe von Friedheim,are the youngest lower terraces and in a morphological sense they mark the transition from the Pleniglacial to the Holocene

terraces. e Holocene terraces incorporate up to ten dierently elevated channel deposits. While the oldest Holocene terracewas formed during the early Preboreal the three youngest ones were built from Roman to Modern age.

[Late Quaternary river terraces at the middle reaches of the river Lech – rst results]

Kurzfassung: Im Rahmen einer geomorphologisch/quartärgeologischen Neuaufnahme der Lechterrassen zwischen Kinsau und Klosterlech-feld konnte die bisher bekannte jungpleistozäne Terrassentreppe neu aufgenommen und teilweise revidiert werden. Nach ak-tuellem Stand umfasst diese insgesamt 17 morphologisch voneinander abgesetzte Terrassenkörper. Die chronostratigraphischeEinordnung der Lechterrassen stützt sich vor allem auf morphostratigraphische Befunde sowie einzelne absolute Altersdatie-rungen (14C) an Schneckenschalen und Holzfragmenten aus deren Flussbesedimenten bzw. an Flusssanden (OSL).Die älteste bisher bekannte früh- bis mielwürmzeitliche Lechterrasse wird als „Übergangsterrasse“ bezeichnet. Sie besitzt, imGegensatz zu den jüngeren Lechterrassen, eine etwa einen Meter mächtige Deckschicht aus sandstreigem Löss. Sie ist älterals die hochglaziale, über Schmelzwasserbahnen mit den würmhochglazialen Jungendmoränenständen im Raum Hohenfurchverknüpe Hauptniederterrasse (HNT).Die Hauptniederterrasse und ihre Teilfelder nehmen ächenmäßig bis zu 65% des Talgrundes südlich von Landsberg ein und

sind mit der würmhochglazialen äußeren Jungendmoräne verbunden. Dagegen ist eine direkte morphologische Verbindung derspäthochglazialen Niederterrassen (Stufe von Altenstadt, Stufe von Schongau-Peiting) mit würmzeitlichen Abschmelzständennicht mehr erhalten. Neben der Hauptniederterrasse und ihren Teilfeldern sowie den beiden späthochglazialen Niederterras-sen (Stufen von Altenstadt, Stufe von Schongau-Peiting) existieren drei weitere spätglaziale Niederterrassen, die Stufe vonUnterigling, die Zwischenstufe und die sogenannte Stufe von Friedheim. Nach der 14C-Datierung einer Schneckenschale düredie jüngste der drei Stufen, die Stufe von Friedheim, eine jüngerdryaszeitliche Bildung sein, die noch vor etwa 10 120 a BP inAusbildung begrien war. Die holozänen Terrassen bilden ebenfalls eine Terrassentreppe mit bis zu zehn einzelnen Stufen, dieim Zeitraum vom frühen Präboreal bis in die jüngere Neuzeit entstanden sind.

Keywords: Letal, Terraces, Late Pleistocene, Holocene, Anabraning River, Braided River

Addresses of authors: B. Gesslein, Universität Bamberg, Institut ür Geographie, Lehrstuhl II ür Physische Geographie, Am Kranen 1, 96045 Bamberg.E-Mail: [email protected]; G. Sellmann, Universität Bamberg, Institut ür Geographie, Lehrstuhl II ürPhysische Geographie, Am Kranen 1, 96045 Bamberg. E-Mail: [email protected]

1 Einführung in das Untersuchungsgebiet

Das Untersuchungsgebiet umfasst das milere Lechtalnördlich des Engtaldurchbruchs durch die würmhochglazi-alen Jungendmoränen nahe Kinsau und reicht etwa 35 kmtalabwärts bis nach Klosterlechfeld südlich von Augsburg(Abb. 1). In diesem Talabschni besitzt das Lechtal eineBreite von ca. 3,3 km unmielbar nördlich der Jungendmo-räne, die auf etwa 5,3 km talabwärts zunimmt.

Den geologischen Rahmen des Untersuchungsgebietesbildet das Vorland des hochwürmzeitlichen Maximalvor-

stoßes von Lech- und Ammerseegletscher im westlichenAlpenvorland. Im Südosten wird der untersuchte Lechtal-abschni von der Jungmoränenlandscha, im Nordostenvom lößbedeckten Altmoränengebiet des Loisachgletschers

begrenzt. Den westlichen Talrahmen bilden Deckenschot-ter unterschiedlicher zeitlicher Stellung. An beiden Tal-anken streichen lokal rutschungsanällige Feinklastikader Oberen Süßwassermolasse aus. Unterhalb von Pitzlingwird das Lechtal von der rißzeitlichen Hochterrasse beglei-tet, die mit den Altmoränen des Wertachgebiets verbun-den ist. Als „Augsburger Hochterrasse“ erstreckt sie sichbis in das Stadtgebiet von Augsburg, wo sie von Lech undWertach erodiert wurde.

Das Geälle des Talgrundes nimmt von ca. 7,5 ‰ im Be-reich des Übergangskegels zwischen Kinsau und Unter-

bergen auf bis zu 3 ‰ im Lechfeld bei Augsburg ab. Dasrelativ hohe Talgeälle und das alpine Abussregime sinddie wesentlichen Gründe ür das natürliche ussmorpho-logische Erscheinungsbild eines stark verzweigten Flusses.


mailto:[email protected]








401E&G / Vol. 60 / No. 4 / 2011 / 400–413 / DOI 10.3285/eg.60.4.01 / © Authors / Creative Commons Attribution License

Abb. 1: Lage des Untersuungsgebietes.

Fig. 1: Study area.




Erst die neuzeitlichen ussbaulichen Korrektionsmaßnah-men (B 1979) haben den Lech zunehmend auf eindurch Hochwasserdämme und verschiedene Uferverbau-ungen eingefasstes Flussbe eingeengt. Mit dem Bau vonStaustufen an der Wende zum 20. Jahrhundert wurde derLech letztendlich kanalartig verbaut. Heute regeln 24 Stau-dämme und Stauseen den Lechabuss. Zeugnisse eines imWürmhoch- und -spätglazial verwilderten (braided river)und im Holozän stark verzweigten Flussbes sind die in-nerhalb der Terrassenoberächen heute noch erhaltenenzahlreichen Haupt- und Nebenarme des Lechs. Insofernbietet der Lech die Möglichkeit zur Untersuchung der jung-quartären Talgeschichte an einem natürlicherweise auchunter warmzeitlichen Klimabedingungen stark verzweig-ten Flusslauf.

Der Fokus dieses Beitrages liegt auf der Darstellungneuer Befunde zur stratigraphischen Dierenzierung, La-gerung und Altersstellung der im Untersuchungsgebiet er-haltenen jungquartären Lechterrassen.

2 Forschungsstand

Mit der jungquartären Terrassengliederung des Lechtalsbefassten sich erstmalig T (1925, ders. 1926) undK (1929), letzterer im Rahmen der Aufnahmen zurGeognostischen Karte Bayerns (Bla München West; Maß-stab 1:100 000) (Tab. 1). Dabei wurden, abgesehen von ei-ner Alluvialzone entlang des Lechs, vier bis sieben weitereTerrassenstufen ausgegliedert und als würmzeitliche Bil-dungen beschrieben (Tab. 1). Es war B (1959,ders. 1964), der im Raum Epfach erstmalig die Möglich-keit einer weitergehenden Dierenzierung der holozänen

Lechterrassen aufgezeigt hat. Er konnte dort neben derholozänen Talaue drei holozäne Lechterrassen, die beidenLorenzbergstufen und eine römerzeitliche Talstufe, nach-weisen. Diese erste Untergliederung des holozänen Talbo-dens des Lechs wurde dann von D (1968, ders. 1973) imRahmen einer großmaßstäbigen Kartierung des Lechtalsim Raum Landsberg weiter verfeinert. S (1985)und G (1993, ders. 2009) folgen anschlie-ßend weitgehend der stratigraphischen Untergliederungder Lechterrassen von D (1968), wobei S (1985)zudem innerhalb der würmzeitlichen Lechablagerungenschoerpetrographisch eine Isar-Loisach-Fazies von einerIller-Lech-Schüung abgrenzen konnte.

3 Methodik

Die stratigraphische Dierenzierung der jungquartärenLechterrassen stützt sich vor allem auf ausgedehnte geo-morphologische Kartierungen sowie zahlreiche Aufschluss-aufnahmen der uvialen Terrassenkörper, ihrer Deck-schichten und Bodenbildungen. Böden und Deckschichtenwurden zudem über eigene Handbohrungen erfasst. Aus-wertungen von Schichtenverzeichnissen von Bohrungenlieferten vor allem Informationen über die Mächtigkeitender quartären Lechablagerungen. Historische Kartenwerke

(Flurkarten der Bayerischen Uraufnahme 1808–1811, Reno-vationsaufnahmen von 1846) dienten der Rekonstruktionalter Flussläufe vor den Flusskorrektionen und waren sehrhilfreich bei der Abgrenzung der jüngsten Auen. Hoch-

auösende LIDAR-Daten (1 m Bodenauösung), auf derenBasis 3D-Geländemodelle und Hangschaierungsmodelleerrechnet wurden, ermöglichten eine feingliedrige Reli-efdierenzierung auch in schwer zugänglichem Geländeder großächig bewaldeten Lechauen. Sämtliche Alters-angaben erfolgen in konventionellen (nicht kalibrierten)14C-Jahren vor 1950 (a BP). Dabei ist zu berücksichtigen,dass alle 14C-Alter von Schneckenschalen und Holzhäckselnaus Mergelschollen stammen. Da es sich dabei um umgela-gertes Material handelt, geben die Datierungen das maxi-male Alter der entsprechenden Terrassen an.

4 Die jungpleistozänen Lechterrassen im Einzelnen

4.1 Die Übergangsterrasse südlich Landsberg

Die Übergangsterrasse ist die älteste jungpleistozäneLechterrasse (Abb. 2a). Sie ist ächenha von bis zu ei-nem Meter mächtigen sandstreigen Lössablagerungenbedeckt und lediglich als schmale Terrassenleiste am

östlichen Talrand südlich von Landsberg erhalten. Auf-grund ihrer Höhenlage im Tal, ca. 5 m über dem Niveauder Hauptniederterrasse (HNT), und ihrer Sandlössbe-deckung ist sie älter als die hochglaziale, über Schmelz-wasserbahnen mit den Jungendmoränenständen im RaumHohenfurch verknüpe HNT und jünger als die risszeit-liche Hochterrasse des Lechs. Vermutlich entstand sie imFrüh- oder Mielwürm, könnte allerdings auch eine eem-zeitliche Bildung sein.

4.2 Die würmzeitlichen Niederterrassen

Die würmzeitlichen Niederterrassen bestehen im Ein-zelnen aus folgenden stratigraphischen Untereinheiten(Tab. 2): Die lößfreie hochglaziale HNT und ihre proglazi-alen Teilfelder nehmen etwa 65 % des südlichen Talgrundsein. D (1968), S (1985) sowie T (1925, ders.1926) weisen darauf hin, dass die HNT morphologisch mitdem Übergangskegel der äußersten Jungendmoränen deswürmhochglazialen Lechgletschers bei Hohenfurch unddie tiefer gelegene späthochglaziale „Stufe von Altenstadt“mit dem Rückzugsstand des Lech- (Schongauer Zunge)bzw. Isar-Loisach-Gletschers (Ammersee-Zunge) bei Tan-nenberg bzw. St. Oilien verknüp ist. Zudem wird eineVerknüpfung der späthochglazialen „Stufe von Schongau-Peiting“ mit dem Rückzugsstand bei Bernbeuern (T1925) angenommen. Für die nächstjüngere „Stufe von Un-terigling“ versuchte bereits T (1925) eine Anbindungan den Rückzugsstand bei Weilheim im Füssener Becken zubeschreiben. Neue Altersbelege (s. u.) weisen jedoch einespätglaziale Alterstellung nach.

Talabwärts gehen die im Übergangskegel morphologischklar abgesetzten Oberächen der HNT und ihrer Teilfeldersukzessive in ein morphologisch nicht weiter dierenzier-bares Niederterrassenniveau über (Abb. 3). Südlich vonDornsteen (Abb. 3) unterschneidet die späthochglaziale„Stufe von Altenstadt“ das hochglaziale HNT-Niveau und

ist talabwärts bis in den Raum Kaufering die älteste Nieder-terrassenäche im Lechtal. Die späthochglaziale Stufe vonSchongau-Peiting ist im Untersuchungsgebiet durch einedeutliche Terrassenkante von den älteren Lechterrassen




T a b . 1 : T e r r a s s e n s t r a t i g r a p h i e n b i s h e r i g e r B e a r b e i t e r .

T a b . 1 : S t r a t i g r a p h y o L e t e r r a c e s o p r e v i o u s r e s e a r e r s .

A l t e r

V o r l i e g e n d e

A r b e i t

G r o t t e n t h a l e r

( 2 0 0 9 )

S c h r e i b e r

( 1 9 8 5 )

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B r u n

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1 9 6 4 )

K n a u e r

( 1 9 2 9 )

T r o l l

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1 9 2 5 ,

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1 9 2 6 )

N e u z e i t l i c h

J ü n g s t e A u e n s t u f e ( q h j 3 )

J ü n g s t e A u e n s t u f e

( q h j 3 )

J ü n g e r e A u e n s t u

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J ü n g s t e A u e n s t u f e ( q h j 3 )

T a l b o d e n

( N e u z e i t l i c h )

A l l u v i a l z o n e

A l l u v i a l z o n e

M i t t e l a l t e r l i c h

J ü n g e r e A u e n s t u f e ( q h j 2 )

J ü n g e r e A u e n s t u f e

( q h j 2 )

J ü n g e r e A u e n s t u

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J ü n g e r e A u e n s t u f e

( q h j 2 )

R ö m e r z e i t l i c h

Ä l t e r e A u e n s t u f e ( q h j 1 )


Ä l t e r e A u e n s t u f

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T a l s t u f e

( R ö m e r z e i t )

S u b b o r e a l

O b e r e u n d U n t e r e S e e s t a l l s t u f e

( q h m 3 1 / 3 2 )

U n t e r e L o r e n z b e r g s t u f e

( q h m 2 2 )


( q h a 4 )

U n t e r e L o r e n z b e r g

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( A t l a n t i k u m - S u b b o

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( H o l o z ä n )

U n t e r e L o

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( H o l o z ä n )

O b e r e L o r e n z b e r g s t u f e

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( q h a 3 )


( A t l a n t i k u m - S u b b o

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O b e r e L o r e n z b e r g s t u f e /

S t u f e v o n P i t z l i n g

( q h m 2 )


( H o l o z ä n )

A t l a n t i k u m

M u n d r a c h i n g e r S t u f e

( q h m 1 )

S t u f e v o n S p ö t t i n g

( q h m 1 )

P r ä b o r e a l

U n t e r e E p f a c h s t u f e ( q h a 1 2 )

U n t e r e E p f a c h s t u f e

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( A t l a n t i k u m )


( P o s t g l a z i a l )


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K i n s a u - S p ö t t i n g e r S t u f e

( S p ä t g l a z i a l )

K i n s a u e r S t u f e


O b e r e E p f a c h s t u f e ( q h a 1 1 )

O b e r e E p f a c h s t u f e

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( S p ä

t g l a z i a l )

E p f a c h e r S t u f e


A p f e l d o r f e r S t u f e

S t u f e v o m B h f . K a u f e r i n g

S t u f e v o n Z e h n e r h o f / B h f .

K a u f e r i n g ( q h a )

S t u f e v o m Z e h n e r h o f

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S p ä t g l a z i a l

S t u f e v o n F r i e d h e i m

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( J ü n g e r e D r y a s

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S t u f e v o n S c h o n g a u - P e i t i n g

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S t u f e v o n S c h o n g a u -

P e i t i n g ( W , G

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S t u f e v o n S c h o n g

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R ö m e r a u s t u f e

( H o c h g l a z i a l )

R ö m e r a u s t u f e ,

A l t e n s t ä d t e r S t u f e

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( W , G

2 2 )

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H a u p t n i e d e r t e r r a s s e

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( W , G

2 1 )





H

a u p t n i e d e r t e r r a s s e


http://slidepdf.com/reader/full/eg-quaternary-science-journal-quaternary-landscape-evolution-in-the-p


Abb. 2a: Jungquartärer Talboden

zwisen Kinsau und Landsberg.

Fig. 2a: Late Qaternary val-

ley boom between Kinsau and

Landsberg.




Abb. 2b: Jungquartärer Talboden

zwisen Landsberg und Kloster-

leeld.

Fig. 2b: Late Qaternary valley

boom between Landsberg and

Klosterleeld.


http://slidepdf.com/reader/full/eg-quaternary-science-journal-quaternary-landscape-evolution-in-the-per


abgesetzt und am südlichen Stadtrand von Landsberg vomaltholozänen Lech ausgeräumt worden.

Die Kieskörper der HNT und ihre Teilfelder wurdenwährend des Würm-Hochglazials von einem verwilderten(braided river) und relativ breiten Lechuss aufgeschüet.Entsprechende Rinnenstrukturen ehemaliger Flussarmeprägen noch heute deren Oberächen. Bereichsweise wur-den die Terrassenoberächen noch im ausgehenden Würmunter periglazialen Klimabedingungen von Trockentälernzerschnien. Kiesgruben zeigen, als Indiz ür einen hoch-energetischen verwilderten (braided river) Fluss, ein ver-tikal aufgehöhtes, horizontal- und troggeschichtetes Sedi-mentationsbild grobklastischer Sedimente. Es gibt keineHinweise, die auf eine längere interstadiale Unterbrechungder vertikalen Schoerakkumulationen hindeuten. Anhandvon Schoeranalysen konnte S (1985) jedoch auf-zeigen, dass insbesondere die Kiese der Niederterrassenbereichsweise in eine Lech- bzw. Loisachfazies unterteiltwerden können.

Die relativ achgründigen Bodenentwicklungen auf

den Würmterrassen sind durch ackerbauliche Nutzungstark überprägt. Generell nimmt die Mächtigkeit derschlug-sandigen Deckschichten von der HNT zu den

Tab. 2: Altersstellung der jungquartären Leterrassen im Überbli.

Tab. 2: Chronology o Late Qaternary Le terraces.

jüngeren Teilfeldern ab. An einzelnen Standorten sind,wie bereits von D (1968) und W (1975) beschrieben,als maximale Bodenentwicklungen sta ackerbaulich ge-prägter „Kulto-Rendzinen“, Parabraunerden und Brauner-den erhalten.

4.2.1 Die Hauptniederterrasse

Der Übergangskegel des Maximalstandes des Lechglet-schers setzt sich im weiteren Talverlauf nördlich von Ho-henfurch in der hochglazialen HNT fort (Abb. 2a, Abb. 3).Diese liegt bei Kinsau in etwa 73 m und ca. 14 km weiter imNorden bei Unterdießen noch in etwa 33 m Höhe über demaktuellen Lechlauf. Auf der 5 km langen Talstrecke nörd-lich Kinsau erreicht die HNT eine Breite von etwa 1,5 kmund ein Talgeälle von 7,5 ‰. In diesem Talabschni sindin der Oberächenmorphologie der HNT kleinere, nichtdurchhaltende Geländestufen erhalten. Die Oberächendieser proglazialen Teilfelder dachen talabwärts auf eineinheitliches HNT-Niveau ab. Dieses weist zwischen Asch

und Unterdießen nur noch ein Oberächengeälle von et-wa 5,4 ‰ auf. Gleichzeitig nimmt die Breite der HNT auf etwa 2 km zu. Die Kiese der HNT erreichen im Bereich des

TerrassenstufenQuartärmächtigkeiten Altersstellung Altersbelege

Jüngste Auenstufe bis zu 10 m Neuzeitlich Historische Karten

Jüngere Auenstufe bis zu 10 m Mittelalterlich Archäologische Daten

Ältere Auenstufe bis zu 10 m Römerzeitlich Archäologische Daten

Obere und UntereSeestallstufe

2 bis 7 m

Subboreal

---

Obere und UntereLorenzbergstufe

2 bis 6 m---

Mundrachinger Stufe 6 bis 17 m Atlantikum

5720 ± 40 14C BP (Holzhäcksel in Humusscholle)

5900 ± 40 14C BP (Holzhäcksel in Humusscholle)

5855 ± 205 14C BP (Holzhäcksel in Humusscholle)(NIEDERSÄCHSISCHES L ANDESAMT FÜR BODENFORSCHUNG)

Obere und UntereEpfachstufe

8 bis 23 mPräboreal 9950 ± 50 14C BP (Schneckenschale in Lehmscholle)

Zwischenstufe undStufe von Friedheim

18 bis 24 m

Würm-Spätglazial

10120 ± 60 14C BP (Schneckenschale in Lehmscholle)

Stufe von Unterigling 13 bis 26 m11760 ± 50 14C BP (Schneckenschale in Lehmscholle)

12610 ± 50 14C BP (Schneckenschale in Lehmscholle)

Stufe von Schongau-Peiting

16 bis 31 mWürm-Späthochglazial

Anschluss an Jungendmoräne („Bernbeuernstadium“)

Stufe von Altenstadt 15 bis 27 m Anschluss an Jungendmoräne („Tannenberg“, „St. Ottilien“)

Hauptniederterrasse 15 bis 68 m Würm-Hochglazial Anschluss an Jungendmoräne („Hohenfurch“)

OSL-Datierung fluvialer Sande 22030 ± 2030 BP




]

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A l t h o l o z ä n e T e r r a s s e n :



M

i t t e l h o l o z ä n e T e r r a s s e n :

S t u f e v o n M u n d r a c h i n g



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H o l o z ä n e T e r r a s s e n :

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F i g . 3 :

V a l l e y l o n g i t u d i n a l p r o f l e , i l l u s t r a t i n g t h e L a t e Q a t e r n a r y t e r r a c e s .




Übergangskegels Mächtigkeiten von über 68 m, die talab-wärts auf 35 m im Raum Kinsau und auf 15 m im RaumUnterdießen abnehmen. Der Anteil des HNT-Kieskörpersan der gesamten Mächtigkeit der artärsedimente ist nurunzureichend bekannt. Im Bereich des Übergangskegelsexistieren nach einer Aufschlussbeobachtung südlich vonKinsau Mindestmächtigkeiten von mehr als 21 m.

Im Untersuchungsgebiet sind auf der HNT weitächigschlug-sandige Deckschichten von 50 bis 100 cm Mäch-tigkeit verbreitet, die vermutlich Flugsande darstellen. Auf ihnen sind Parabraunerden mit Entwicklungstiefen vonbis zu 50 cm unter Flur verbreitet (siehe auch D 1968,W 1975). Aufgrund der morphologischen Verknüpfungder HNT und ihrer proglazialen Teilfelder (Abb. 3) mitden äußeren Jungendmoränen des Lech- und des Loisach-gletschers bei Hohenfurch (Sachsenrieder bzw. Reichlin-ger Stand) ist eine Bildungszeit im Hochglazial bis vor ca.18 000 a BP gesichert (Tab. 2).

4.2.2 Die Stufe von Altenstadt

Die Stufe von Altenstadt, die der „Römeraustufe“ bzw.der „Altenstädter Stufe“ von T (1925, ders. 1926)(Tab. 1) entspricht, wird von verschiedenen Bearbeitern(G 2009, D 1968, K 1929, T1925, ders. 1926) mit dem ersten Rückzugsstadium desLechgletschers verknüp („Tannenberger Stand“ sensuTroll 1926). K (1929) sieht eine Verknüpfung diesesältesten Teilfeldes der Niederterrasse mit einem Endmorä-nenkranz nördlich von Burggen, was dem „TannenbergerStand“ von T (1925) entspricht.

Nach dem Durchbruch durch die Jungendmoränen ist

die Stufe von Altenstadt ab Kinsau im gesamten Untersu-chungsgebiet auf der westlichen Talseite des Lechs mor-phologisch erhalten. Im Talraum oberhalb von Unterdie-ßen ist sie durch einen mehrere Meter hohen Stufenrandmorphologisch deutlich von der höheren HNT abgesetzt.Allerdings gleichen sich die Oberächenniveaus beiderTerrassenstufen infolge ihrer unterschiedlichen Oberä-chengeälle (HNT ca. 5,4 ‰, Stufe von Altenstadt ca. 5,0 ‰)im Raum Unterdießen zunehmend an. Informationen überdie Tiefenlage ihrer Terrassenbasis liegen nicht vor. ImLechtal unterhalb von Unterdießen ist die Stufe von Al-tenstadt die dominante Niederterrassenäche, ehe sie zwi-schen Kaufering und Hurlach von der spätglazialen Stufevon Unterigling ausgeräumt wird.

Unterhalb von Scheuring ist erstmals auch auf der öst-lichen Seite des Lechs eine Niederterrasse erhalten, dievon ihrer Höhenlage im Tal wahrscheinlich der Stufevon Altenstadt entspricht oder etwas älter ist. Auf dieseTerrassenleiste mündet von Südosten das würmzeitlicheSchmelzwassertal des „Verlorenen Baches“ ein, das nachKrause (mündl. Mieilung) mit dem ersten Rückzugsstanddes Ammerseegletschers verbunden werden kann.

Der quartäre Kieskörper der Stufe von Altenstadt besitztim südlichen Untersuchungsgebiet Mächtigkeiten von ca.27 m, die talabwärts auf ca. 15 m bei Kaufering abnehmen

(Tab. 2). Welchen Anteil daran eventuell ältere Lechablage-rungen haben, ist nicht bekannt.

Die Stufe von Altenstadt besitzt im südlichen Untersu-chungsgebiet ähnlich der HNT häug eine sandige Deck-

schicht aus vermutlich Flugsanden, die allerdings nurMächtigkeiten von bis zu 60 cm erreichen.

Es liegen keine neuen chronostratigraphischen Befun-de zur Altersstellung der Stufe von Altenstadt vor. Nachden bisherigen Bearbeitern (s. o.) ist sie mit dem 1. Rück-zugsstand des Lechgletschers zu verknüpfen und damitim späten Würmhochglazial entstanden. Sie ist allerdingsnicht die älteste Terrassenstufe aus der frühen Abschmelz-zeit des Würmhochglazials. Nach R (1951) sowieG (2009) ist die Stufe von St. Ursula, die au-ßerhalb des Untersuchungsgebietes bei Schongau inner-halb der äußeren Jungendmoränenzüge erhalten ist, nochetwas älter.

4.2.3 Die Stufe von Schongau-Peiting

Die Stufe von Schongau-Peiting wurde erstmalig von T(1925) südlich des Arbeitsgebietes im „Peitinger Trocken-tal“ und auf dem Umlauerg von Schongau beschrieben(Tab. 1). Nach D (1968) entstand diese Stufe im Hochgla-

zial, zu einer Zeit, als der Lechgletscher etwa die Häle desehemals eisbedeckten Vorlandes freigegeben hae.

Im Untersuchungsgebiet setzt die Stufe von Schongau-Peiting erst unterhalb von Epfach ein und erstreckt sich,mit kurzen Unterbrechungen, bis Landsberg (Abb. 2a).Morphologisch ist sie durch eine deutliche, im südlichenUntersuchungsgebiet wenige Meter hohe Böschung vonder Stufe von Altenstadt abgesetzt und besitzt ein Ober-ächengeälle von lediglich 3,7 ‰. Da die zum westlichenTalrand hin angrenzende Stufe von Altenstadt ein höhe-res Oberächengeälle besitzt, nähern sich die Oberächenbeider Terrassen zwischen Denklingen und Unterdießen

bis auf wenige Dezimeter an. Im Gegensatz zu den älterenNiederterrassenstufen treten auf der Stufe von Schongau-Peiting sehr deutlich ausprägte Flussrinnensysteme (chan-nels) auf, die meist parallel zum Außenrand der Terrasseverlaufen. Sie sind wenige Dezimeter tief und verügenüber keine feinklastischen Füllungen.

Die Gesamtmächtigkeit der artärschoer schwanktzwischen 16 bis 31 m (Tab. 2), wobei die Tiefenlage der Ter-rassenbasis nicht bekannt ist. Aufschlüsse, die Aussagenüber das Schichtungsbild des Terrassenkörpers ermögli-chen, existieren nicht. Allerdings ist aufgrund des verwil-derten Gerinnebemusters auf der Terrassenoberächevon einem ähnlichen Sedimentationsbild wie bei den älte-ren Niederterrassen auszugehen. Auch der Grad der maxi-malen Bodenentwicklung in Form von Parabraunerden mitdurchschnilichen Mächtigkeiten von 40 bis 50 cm (sieheauch D 1968) liefert kein weiteres Unterscheidungskrite-rium zu den älteren würmzeitlichen Terrassenstufen.

Die Stufe von Schongau-Peiting ist jünger als die Stu-fe von Altenstadt (und die im Untersuchungsgebiet nichtmehr nachweisbare Stufe von Hohenfurch) und kann nachT (1925, ders. 1926) mit den Jungendmoränen bei Bern-beuren verknüp werden. Insofern sollte sie im spätenWürmhochglazial entstanden sein.

4.2.4 Die Stufe von Unterigling

Die Stufe von Unterigling wurde erstmalig von T(1925) mit den Jungendmoränen des Lechgletschers am Nor-




drand des Füssener Beckens und des Ammerseegletschersbei Weilheim verknüp (Tab. 1). D (1968) und S(1985) folgten der Alterseinstufung von T (1925).

Im Untersuchungsgebiet sind bis Landsberg lediglichvier kleinere Terrassenreste der Stufe von Unterigling er-halten. Wegen ihres geringeren Geälles konvergieren de-ren Oberächen talabwärts zunehmend mit der Stufe vonAltenstadt. Dadurch verringert sich der Höhenunterschiedzwischen beiden Terrassenstufen von etwa 2 m im RaumErping auf nur wenige Dezimeter am südwestlichenStadtrand von Landsberg.

Erstmalig großächig erhalten ist die Stufe von Unter-igling etwa 9,5 km nördlich von Landsberg. Auf Kosten derStufe von Altenstadt gewinnt sie in etwa bei Kaufering zu-nehmend an Ausdehnung und dominiert ab Hurlach, wo dieStufe von Altenstadt vollständig erodiert ist, den jungpleis-tozänen Talgrund. Auch die Oberäche der Stufe von Unte-rigling ist von zahlreichen ehemaligen Flussrinnen geprägt.

Die Mächtigkeit des quartären Kieskörpers im Bereichdieser Terrasse schwankt zwischen 13 und 26 m. Die Tie-

fenlage ihrer Terrassenbasis ist unbekannt. Aufschlüssenördlich von Kaufering zeigen einen mehrere Meter mäch-tigen, von einer meist schlug-sandigen Matrix gestütz-ten, horizontal- und troggeschichteten V-Schoerkörper(sensu S 1983). Anders als bei den hochglazialenFlussschoern sind in den hangenden Flusskiesen der Stu-fe von Unterigling Mergelschollen mit Resten von Schne-ckenschalen eingelagert.

Die maximale Bodenentwicklung in Form von Para-braunerden (siehe auch D 1968) entspricht weitgehendder auf den älteren Niederterrassen.

Entgegen der oben beschriebenen Moränenverknüpfun-

gen von T (1925), D (1968) und S (1985)belegen 14C-AMS-Datierungen an Fragmenten von zwei inihrem Kieskörper in 2 m Tiefe eingelagerten Schnecken-schalen (11 760 ± 50 a BP; 12 610 ± 50 a BP) eine spätglazialeAlterstellung der Stufe von Unterigling.

4.2.5 Die Zwischenstufe und die Stufe von Friedheim

Die Zwischenstufe und die Stufe von Friedheim wurdenerstmalig von D (1968) beschrieben. Beide Terrassensind im südlichen Kartengebiet erstmals nördlich der Lech-schleife (Abb. 2a) erhalten. Sie bilden im weiteren Talver-lauf zwei ausgedehnte Terrassenächen, die bei Landsbergvom jungholozänen Mäanderbogen des Lechs ausgeräumtwurden. Unterhalb von Landsberg (Abb. 2b) ist die Stufevon Friedheim nur noch als schmale Terrassenleiste öst-lich von Hurlach erhalten. Dagegen erstreckt sich die Zwi-schenstufe bis Kaufering, wo sie auch östlich des Lechs alsschmaler Terrassenrest angelegt ist.

Das durchschniliche Oberächengeälle beider Terras-sen liegt bei 3,4 ‰. Es ähnelt damit dem Geälle der Stufevon Schongau-Peiting, ist aber deutlich niedriger als dasder hochglazialen Niederterrassenfelder (Abb. 3). Von derHöhenlage ihrer Terrassenoberächen sind beide Stufen so-wohl von den hochglazialen Niederterrassen als auch von

den holozänen Lechterrassen deutlich abgesetzt. Beide Stu-fen sind durch eine wenige Dezimeter bis maximal 1,5 mhohe Terrassenkante voneinander getrennt. Ebenso wie dieStufe von Unterigling besitzen auch diese beiden Stufen

mehr oder minder anthropogen gekappte Braunerden.Die artärbasis liegt mit 18 bis 23 m u. GOK in einer

ähnlichen Tiefenlage wie bei der Stufe von Unterigling. DieBasis ihrer Terrassenkörper ist nicht bekannt. Informatio-nen über das Schichtungsbild der Stufe von Friedheim lie-ferte ein Bauaufschluss an der neuen Trassenührung derB17 am südlichen Stadtrand von Landsberg. Ähnlich demKieskörper der Stufe von Unterigling sind in dem hangen-den, 4 bis 5 m mächtigen, horizontal- und troggeschichte-ten Schoerkörper (S 1983) Mergelschollen mitResten von Schneckenschalen eingelagert.

Die 14C-AMS-Datierungen an Fragmenten von Schne-ckenschalen, die aus einer Mergelscholle aus 3 m Tiefeunter Geländeoberäche stammen, ergab ein Alter von10 120 ± 60 a BP. Da beide Stufen älter als die präborealenEpfachstufen (Tab. 2) sind, ist ihre Bildungszeit in das aus-gehende Spätglazial zu stellen.

5 Die holozänen Lechterrassen

Auch im Holozän hae der Lech das Bestreben sein imHochglazial stark überhöhtes Geälle auszugleichen. ImZuge einer anhaltenden sukzessiven Eintiefung seinerFlussbesohle entstanden mindestens 10 treppenartig an-geordnete Terrassenniveaus (Tab. 2), die aber in keinemTalabschni in vollständiger Abfolge erhalten sind. Auf-grund der unterschiedlichen Höhenlage ihrer Terrasseno-berächen ist es möglich, auch kleinere Terrassenrestemorphostratigraphisch einzuordnen. Die absolute Alters-einstufung dieser holozänen Terrassensequenz stützt sichbei den jüngsten Auenterrassen vor allem auf historischeFlurkarten und wenige Bodendenkmäler sowie bei den

beiden Epfachstufen und der Mundrachinger Stufe auf 14C-Daten.Die nur wenige Meter mächtigen holozänen Kieskörper

liegen auf würmzeitlichen Schmelzwasserschoern undsind häug durch eine Blocklage mit eingelagerten Lehm-/Humusschollen von diesen abgesetzt. Im Schichtungsbildihrer Kieskörper dominieren Horizontal- und Trogschich-tungen und belegen eine Ablagerung durch einen starkverzweigten Lechlauf, wobei mit Ausbildung der UnterenEpfachstufe erstmalig mäandergeformte Außenränder derTerrassen aureten. An Bodenentwicklungen dominierenauf den alt- und mielholozänen Terrassen Braunerdenund (Para)rendzinen. Die jungholozänen Terrassen sinddurch ihre bis zu 2 m mächtigen Flussmergeldecken unddie wenig entwickelten Auenrendzinen von den älterenTerrassen des Lechs deutlich abgesetzt.

5.1 Die Obere und Untere Epfachstufe

Die von T (1925) noch als Kinsauer- und Apfeldor-fer Stufe bezeichneten Lechterrassen wurden später vonB (1964) und auch von D (1968) nach der auf ihnen liegenden Ortscha Epfach benannt. Der westlicheTeil des Ortes bendet sich auf der Oberen Epfachstufe, deröstliche auf der etwa 1,5 m niedrigeren Unteren Epfachstufe.

Beide Epfachstufen treten erstmalig südlich des würm-zeitlichen Jungendmoränengürtels, außerhalb des Un-tersuchungsgebietes, als kleinere Terrassenreste auf (G 2009). Am locus typicus bei Epfach




bilden die beiden Terrassen westlich des Lechs einen et-wa 400 m schmalen und 3,7 km langen Terrassenstreifen.Zwischen Landsberg und der Staustufe 18 bei Kauferingnimmt die Untere Epfachstufe große Areale westlich derBundesstraße B17 ein (Abb. 2a, Abb. 2b), im Stadtgebiet vonLandsberg bildet sie das morphologisch vermielnde Ele-ment zwischen der späthochwürmzeitlichen Stufe von Al-tenstadt und der mielalterlichen Jüngeren Auenstufe. Tal-abwärts setzt die Untere Epfachstufe erneut nördlich derStaustufe 18 bei Kaufering ein und bildet einen ca. 4,2 kmlangen Terrassenstreifen. Das Oberächengeälle der bei-den Epfachstufen beträgt lediglich 2,7 ‰ bis 3,0 ‰ und istdamit geringer als bei den älteren Lechterrassen (Abb. 3).Die artärmächtigkeiten schwanken im Bereich derEpfachstufen zwischen 8 und 23 m, wobei nach Aufschluss-beobachtungen deren Kieskörper lediglich Mächtigkeitenvon 2 bis 4 m besitzen. Wie bereits von D (1968) be-schrieben, unterscheiden sich beide Epfachstufen durch ih-re wenig entwickelten 25 bis 30 cm mächtigen Braunerdenvon den älteren Lechterrassen und deren Parabraunerden.

Die 14C-Datierung einer Schneckenschale aus einer Lehm-scholle in 1,75 m Tiefe im Kieskörper der Unteren Epfachstu-fe nördlich von Kaufering ergab ein Alter von 9 950 ± 50 a BP.Während die Untere Epfachstufe im Präboreal entstand,könnte die Obere Epfachstufe ebenfalls eine präboreale,allerdings auch noch eine jüngerdryaszeitliche Terrassesein.

5.2 Die Mundrachinger Stufe

Die Mundrachinger Stufe wurde im Rahmen dieser Unter-suchungen erstmalig ausgegliedert. Die von D (1968) als

Stufe von Spöing, in einzelnen Bereichen auch als Stufe

vom Bahnhof Kaufering bezeichnete Terrasse bildet im Un-tersuchungsgebiet die ächenmäßig am weitesten verbrei-tete holozäne Terrassenstufe. Der locus typicus ist der OrtMundraching, der zu großen Teilen auf dieser Terrasse liegt.Von dort setzt sich die Mundrachinger Stufe über 7,8 km tal-abwärts bis zum hochmielalterlichen Terrassenniveau imZentrum von Landsberg fort (Abb. 2a). Weiter talabwärts istsie mit einer durchschnilichen Breite von etwa 500 m biszur Lechstaustufe 18 bei Kaufering erhalten (Abb. 2b), wosie im Jungholozän ausgeräumt wurde. Unterhalb Kaufe-ring ankiert die Terrasse die Lechaue zunächst nur auf derwestlichen Talseite. Etwa 750 m südwestlich von Scheuringist sie dann auch östlich des Lechs erhalten.Die Mundrachinger Stufe weist ein Oberächengeälle auf,das im Raum südlich von Landsberg bei etwa 3,3 ‰ liegtund talabwärts auf 3,1 ‰ abnimmt. Ihre Oberäche prä-gen häug zahlreiche zum Teil mit feinklastischen Sedi-menten verüllte Flussrinnen eines verzweigten Lechlaufs,die bis zu 1,5 m tief sein können. Auf dem Terrassenkörpersind humusreiche Pararendzinen entwickelt, wodurch sich

diese Terrasse pedologisch von den älteren Lechterrassenunterscheidet. Die artärmächtigkeiten im Bereich derMundrachinger Stufe schwanken zwischen 6 bis 17 m.Nach Aufschlussbeobachtungen im Raum Obermeitingenbesitzt ihr Kieskörper eine milere Mächtigkeit von etwa4 bis 5 m und wird von älteren Lechschoern unbekannterZeitstellung unterlagert.

Der horizontal- und troggeschichtete Kieskörper derMundrachinger Stufe enthält vor allem an der Basis zahlrei-che Lehmschollen (Abb. 4), die teilweise Schneckenschalenund organische Makroreste ühren. Die 14C-Datierung vonPanzenhäcksel aus einer Mergelscholle in ca. 3 m Tiefe

unter Geländeoberäche, die von Gerhard Doppler (Bay-

Abb. 4: Mielholozäne Leablagerungen der Stue von Mundraing im Hangenden und würmzeitlie Niederterrassensoer im Liegenden

(Foto: B. Gesslein 2009).

Fig. 4: Middle Holocene Le river deposits o the Stue von Mundraing in the overlying strata and Würmian gravel in the underlying strata

(Photo: B. Gesslein 2009).




erisches Landesamt ür Umwelt) in einer Kiesgrube beiObermeitingen geborgen wurde, ergab ein 14C-Alter von5 855 ± 205 a BP (Tab. 2). Etwa 600 m weiter talabwärts konn-ten aus einer in der gleichen Terrassenäche gelegenen Kies-grube Holzkohlen aus einer Lehmscholle in ca. 3 m Tiefe un-ter Geländeoberäche geborgen werden. Das 14C-AMS-Altervon 5 900 ± 40 a BP weist ebenfalls auf eine Ausbildung derMundrachinger Stufe während des Atlantikums hin. Im Ein-klang damit steht das 14C-AMS-Alter einer Schneckenschalemit einem Alter von 5 720 ± 40 a BP aus einer in 3 m Tiefeunter Geländeoberäche eingelagerten Lehmscholle in derKiesgrube „Kolonie Obermeitingen“ etwa 1 km weiter tal-aufwärts der oben beschriebenen Lokalitäten.

5.3 Die Obere und Untere Lorenzbergstufe

Die Obere und die Untere Lorenzbergstufe wurden erstma-lig von B (1964) beschrieben und von D (1968)übernommen. Am locus typicus, dem Lorenzberg, sind sieallerdings lediglich als zwei kleine Terrassenreste erhalten.

So steht die Kapelle des Lorenzbergs auf der Oberen Lo-renzbergstufe, während der etwa 3 m niedrigere nordöstli-che Bereich des Lorenzberges zur Unteren Lorenzbergstufegehört. Nach B (1964) besitzen beide Terrasseneine unterschiedliche Tiefenlage ihrer Terrassenbasis überMolasseablagerungen. Im Untersuchungsgebiet sind beideStufen aufgrund der Nähe zu den jungholozänen Lechauennur in kleinen Terrassenresten erhalten (Abb. 2a, Abb. 2b).

Die quartären Schoermächtigkeiten erreichen hier nur2 bis 6 m, so dass davon auszugehen ist, dass die ar-tärbasis der Terrassenbasis entspricht. Informationen überdas Schichtungsbild des Terrassenkörpers der Lorenzberg-

stufen liegen nicht vor. Beide Lorenzbergstufen könnenkleinräumig von bis zu 1 m mächtigen Flussmergeln be-deckt sein, auf denen unter Wald nach D (1968) Braun-erden mit geringer Entwicklungstiefe verbreitet sind. Ab-solute Altersdaten liegen aus beiden Lorenzbergstufen bis-her nicht vor. Aufgrund ihrer Lage im Tal sind sie älter alsdie Seestallstufen und die römerzeitliche Ältere Auenstufeund jünger als die im Atlantikum entstandene Stufe vonMundraching.

5.4 Die Obere und Untere Seestallstufe

Die Obere und die Untere Seestallstufe konnten erstmalsim Rahmen dieser Kartierung nachgewiesen werden. BeiD (1973) erfuhren beide Terrassenniveaus meist eineEinstufung als Stufe von Pitzling, bereichsweise auch alsStufe von Spöing. Der locus typicus ist der Ort Seestall,der sich über beide Stufen hinweg erstreckt. Höhenmä-ßig liegen beide Seestallstufe zwischen den Lorenzberg-stufen und den Auenstufen. Dabei ist die Oberäche derOberen Seestallstufe etwa 1,5 m höher als die der UnterenSeestallstufe. Beide Terrassen sind im Untersuchungsge-biet ächenmäßig am wenigsten vertreten (Abb. 2a). Einausgedehnteres und durch mehrere niedrige Geländestu-fen gegliedertes Terrassenareal der Unteren Seestallstufe

erstreckt sich zwischen Seestall und Dornsteen, südlichLandsberg.

Aussagen über das Oberächengeälle beider Terras-senstufen können wegen ihrer kleinräumigen Erhaltung

lediglich ür den Talraum zwischen Seestall und Dornstet-ten getroen werden. Dort beträgt es etwa 3 ‰ und liegtdamit in einer Größenordnung, die den anderen holozä-nen Terrassen entspricht. Die artärbasis wird im Mielbereits bei 2 bis 7 m unter Geländeoberäche erreicht, sodass davon auszugehen ist, dass diese auch der Terrassen-basis entspricht. Wegen fehlender Aufschlüsse gibt es kei-ne Informationen über den lithologischen Auau des Ter-rassenkörpers. Die Obere Seestallstufe besitzt in der Regelkeine sandige Auenmergeldecke, während auf der UnterenSeestallstufe häuger Hochutauagen aus bis zu 30 cmmächtigen Mergeln, Sanden und Feinkiesen verbreitet sind.Absolute Altersdaten liegen aus beiden Seestallstufen bis-her nicht vor. Aufgrund ihrer Lage im Tal sind sie älter alsdie römerzeitliche Auenstufe und jünger als die beiden Lo-renzbergstufen.

5.5 Älter, Jüngere und Jüngste Auenstufe

Beiderseits des Lechs sind bis zu drei jungholozäne Au-enstufen erhalten. Wegen der ähnlichen Höhenlage ihrerOberächen ist eine Zuordnung isolierter Terrassenreste

schwierig, so dass ür deren Einstufung jeweils das mor-phostratigraphische Mindestalter gewählt wurde. Vor al-lem südlich von Landsberg sind die Auenstufen nur nochfragmentarisch erhalten, da große Areale durch den Bau

Abb. 5: Lelau um 1808, vor den Flusskorrekturen des 19. und 20. Jahrhun-

derts au Basis der Urkatasteraunahmen Bayerns.

Fig. 5: Le at about 1808 beore river regulations in the 19th and 20th

century based on “Urkatasteraunahmen Bayerns”.




der Staustufen überutet wurden. Größere Auengebie-te sind dort bei Epfach, Mundraching und Dornsteensowie ussabwärts bei Pitzling und Landsberg erhalten(Abb. 2a). Unterhalb der Staustufe Kaufering bilden dieseAuenterrassen dann einen bis an den Nordrand des Unter-suchungsgebietes reichenden, 15 km langen und den Lechin durchschnilich 800 m Breite beiderseits begleitendenStreifen (Abb. 2b).

Im südlichen Untersuchungsgebiet bei Epfach bilden diedrei Auenstufen eine morphologische Terrassentreppe miteinem Höhenunterschied von insgesamt 3 m zwischen deram höchsten gelegenen römerzeitlichen Terrasse und deram niedrigsten gelegenen neuzeitlichen Terrasse. Weitertalabwärts nähern sich deren Oberächenniveaus zuneh-mend aneinander an (Abb. 3). Unterhalb von Kauferingsind sie fast höhengleich, tragen zudem in großen ArealenAuwald und können daher fast nur über den Verlauf ih-rer primären Aurinnenscharen morphologisch abgegrenztwerden. Dabei zeigt insbesondere die jüngste Auenstufeeine starke Relieerung von sich verzahnenden Aurinnen-

systemen, Paläoussbeen, Strudellöchern und ausgepräg-ten Sand- und Kiesrücken. In ihrem Relief spiegelt sich das junge Alter einer teilweise noch im 19. und 20. Jahrhundertaktiv gestalteten und von zahlreichen Einzelarmen durch-zogenen Flusslandscha wieder (Abb. 5). Typisch ür dieseim aktuellen Hochutbereich liegenden Terrassenoberä-chen sind Auenmergeldecken mit Mächtigkeiten von meh-reren Dezimetern. In ehemaligen Flussrinnen treten mäch-tigere Aurinnenüllungen in Größenordnungen von bis zu2 m auf. Die Kieskörper der Auenstufen, die teilweise bis andie Terrassenoberäche reichen, erreichen Mächtigkeitenvon bis zu 10 m. Über deren Auau und Schichtungsbild

liegen mangels Aufschlüssen keine Informationen vor.Archäologische Funde am Fuße des Lorenzbergs beiEpfach weisen nach D (1968) der „Älteren Auenstufe“eine Bildung in der römischen Kaiserzeit zu. Im Bereich derAltstadt von Landsberg ndet man auf der Älteren Auen-stufe bereits hochmielalterliche Gebäudereste. Die jüngs-te Auenstufe konnte mit Hilfe historischer Flurkarten ausder ersten Häle des 19. Jahrhunderts altersmäßig in diespäte Neuzeit eingestu werden. Für die jüngere Auenstufewird eine Entstehung im Mielalter angenommen.

6 Schlussfolgerungen

Insgesamt konnte durch die Neuaufnahmen gezeigt wer-den, dass die Terrassenlandscha des Lechs aus mindes-tens 17 jungquartären Terrassenstufen mit drei bisher nichtbekannten Terrassen, der Stufe von Mundraching undden Stufen von Seestall, besteht. Sämtliche Stufen bildenin der Regel eine Terrassentreppe, deren einzelne Terras-sen durch markante Geländestufen voneinander abgesetztsind. Infolge nachträglicher Erosion sind nirgendwo imUntersuchungsgebiet alle Terrassenstufen in unmielba-rer kontinuierlicher Abfolge erhalten. Die älteste, vermut-lich würmzeitliche, Lechterrasse bildet dabei die schmale,lössbedeckte Terrassenleiste der Übergangsterrasse südlich

von Landsberg. Aufgrund ihrer Höhenlage und Lössbede-ckung kann von einem mindestens mielwürmzeitlichenAlter ausgegangen werden. Die ältesten Lechterrassen, dieletztlich im Talgrund dominieren, bestehen im Arbeits-

gebiet aus mindestens drei hoch- und späthochglazialenNiederterrassen (HNT, Stufe von Altenstadt, Stufe vonSchongau-Peiting) der Würm-Kaltzeit. Die nächstjünge-ren Lechterrassen sind die Stufe von Unterigling, die Zwi-schenstufe und die Stufe von Friedheim. Bei der Stufe vonUnterigling konnte auf Basis zweier 14C-Datierungen einespätglaziale Alterstellung belegt werden. Das widersprichtden Vermutungen bisheriger Bearbeiter (T 1925, D1968), die die Stufe von Unterigling ins späte Würmhoch-glazial einstuen. Sowohl die Zwischenstufe als auch dieStufe von Friedheim wurden bereits von D (1968) alsspätglaziale Bildungen angesehen. Die 14C-Datierung ei-ner Schneckenschale aus einer eingelagerten Lehmscholledeutet ür die Stufe von Friedheim auf eine Bildungszeitam Ausgang der Jüngeren Dryaszeit hin. Unklar ist, ob dieObere Epfachstufe ebenfalls noch eine spätglaziale oderschon eine präboreale Lechterrasse ist. Die anschließendgebildeten, treppenartig angeordneten neun holozänenLechterrassen entstanden im Zeitraum vom Präboreal biszur weitgehenden Flusslaufregulierung im 19. Jahrhundert.

Erste 14C-Datierungen deuten auf ein präboreales Alter derUnteren Epfachstufe und ein atlantisches Alter der Stufevon Mundraching hin. Archäologische Befunde bei Epfachbelegen ür die Ältere Auenstufe ein römerzeitliches Alter,historische Flurkarten ür die Jüngste Auenstufe eine Bil-dung seit dem frühen 19. Jahrhundert.

Danksagung

Die dargestellten Kartierungen wurden im Rahmen desgeologischen Projektes „Informationsoensive Oberä-chennahe Geothermie 2008–2011“ im Aurag des Lan-

desamtes ür Umwelt (LfU) in Bayern durchgeührt. Hiermöchten sich die Autoren ür die umfassende nanzielleund logistische Unterstützung durch das LfU Bayern be-danken. Ein besonderer Dank geht dabei an Dr. G. Dopplerund Dr. E. Kroemer ür deren großes Engagement und Dis-kussionsbereitscha. Für die Bereitstellung von Schichten-verzeichnissen von Bohrungen sei den beteiligten Wasser-wirtschas- und Straßenbauämtern gedankt. Wir dankenDr. W. Groenthaler ür seine engagierte Durchsicht dervorliegenden Arbeit und seine hilfreichen Ergänzungen.

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ISSN 0424-7116

Stratigraphy of Late Quaternary uvial terraces at the

conuence of the Lech and Danube valleys

Patrick Schielein, Gerhard Schellmann, Johanna Lomax

Abstract: e main purpose o the study is the Würmian Lateglacial and Holocene valley development at the conuence of the Lechand Danube valleys, located in the Northern Alpine Foreland. e morphological features in the study area were surveyed byeld mapping and high resolution Digital Elevation Models. e deposits of both rivers were examined in numerous outcropsand dated using radiocarbon and luminescence measurements. Also archaeological data and historical maps were taken intoaccount. e oldest terrace of the valley oor is a Würmian Lateglacial Niederterrasse, which is only prevalent in the Danubevalley slightly downstream of the conuence. Fragmentary terraces of Preboreal/Boreal age have been preserved in both valleysand gravel deposits of this age extensively underlie younger terraces. e Atlantic period is not represented by river channeldeposits in the study area. In contrast, Subboreal and Subalantic gravel deposits morphologically dominate the lower Lechvalley and the Danube valley downstream of the conuence. Up to six Subatlantic terraces accompany the recent courses of

Lech and Danube. e distribution and morphological appearance of the Late Subatlantic terraces at the Danube upstream of the conuence refer to a meandering river, whereas the morphology of the youngest Lech terraces predominantly relates toan anabranching river. Downstream of the Lech – Danube conuence the Subatlantic terrace morphology is a transitional onebetween a meandering and an anabranching depositional seing.

[Stratigraphie der jungquartären Flussterrassen am Zusammenuss des Lech- und Donautals]

Kurzfassung: Gegenstand dieser Studie ist die würm-spätglaziale und holozäne Talentwicklung am Zusammenuss von Lech und Donau imNördlichen Alpenvorland. Die morphologischen Formen im Untersuchungsgebiet wurden mit Hilfe von Geländekartierungenund digitalen Geländemodellen aufgenommen. Die Ablagerungen beider Flüsse wurden in zahlreichen Aufschlüssen untersuchtund deren Alter mit Radiokarbon- sowie Lumineszenzdatierungen bestimmt. Daneben wurden auch archäologische Daten undhistorische Karten genutzt, um die Altersstellung der einzelnen Terrassen einzugrenzen. Im Untersuchungsgebiet bildet einespätglaziale Niederterrasse die älteste Flussterrasse innerhalb des Talbodens, die allerdings nur im Donautal unterhalb derLechmündung erhalten ist. In beiden Tälern sind präboreale bis boreale Terrassenächen nur kleinräumig verbreitet, währendein Sockelschoer gleichen Alters weiträumig unter jüngeren Ablagerungen anzutreen ist. Atlantische Flussbeablagerungensind im Untersuchungsgebiet nicht zu nden. Dagegen dominieren subboreale und subatlantische Terrassen das Lechmün-

dungsgebiet. Die heutigen Flussläufe von Lech und Donau werden von bis zu sechs subatlantischen Terrassen begleitet. DerenVerbreitung und morphologisches Erscheinungsbild verweist im Donautal oberhalb der Lechmündung auf einen mäandrie-renden Flusslauf, die der jüngsten Lechterrasse auf ein verzweigtes Gerinnebemuster. Unterhalb der Lechmündung tretendagegen Übergangsformen beider Flussgrundrisstypen auf.

Keywords: Alpine Foreland, uvial deposits, valley development, Le, Danube, Lateglacial, Holocene

Addresses of authors: P. Sielein, G. Sellmann, Physical Geography, University of Bamberg, Am Kranen 1, 96045 Bamberg, Germany. E-Mail:[email protected]; J. Lomax, Institute of Applied Geology, University of Natural Resources and Applied LifeSciences, Peter-Jordan-Straße 70, 1190 Vienna, Austria.

1 Introduction

e German Alpine Foreland has been a classic investi-gation area for the Pleistocene stratigraphy of uvial andglaciouvial terraces for more than a century (e.g. P1882, P B 1909). Nevertheless, there is lackin modern research of Würmian Lateglacial and Holoceneriver terrace formation in the valleys of the Northern Al-pine Foreland with only a few recent regional studies (e.g.M 2005, M 2006, K et al. 2009a, 2009b,S 2010, G S 2010). As a re-sult, the knowledge of Late Pleistocene and Holocene val-ley development, and morphological and geological archi-

tecture of the uvial deposits is still fragmentary. Recentdevelopments in airborne laserscanning and the applica-tion of numerical dating methods such as AMS-14C datingof macroscopic organic material and luminescence dating

of uvial sediments (e.g. K 2008) have increased thepossibilities of reconstructing Lateglacial and Holocenevalley development in the Northern Alpine Foreland.

At the conuence of the Lech and Danube rivers, theMiddle Pleistocene Rainer Hoterrasse (Fig. 1) was in thefocus of previous research (e.g. G 1943, S1966, K L 1979, T et al. 1982, F P 2003), whereas the Late aternary valley bot-tom was examined only by few researchers. H etal. (1983) published a geological map of the Danube val-ley on a scale of 1:200000, which covers the whole studyarea, but only distinguishes the youngest oodplain ter-race from the surrounding valley oor. Furthermore, ge-

ological maps (1:25000) of the northern part of the studyarea (G, unpublished) and east of the studyarea (S, 1978) exist. e laer examined mainly Mid-dle and Early aternary uvial deposits of the Danube









Fig. 1: Distribution, morphology and ronostratigraphy o uvial terraces and the locations o drillings and examined outcrops in the study area.

Abb. 1: Verbreitung, Morphologie und Altersstellung der Flussterrassen und die Lage von Bohrungen und untersuten Auslüssen im Untersuungsgebiet.

downstream of the Lech – Danube conuence. S(1985) investigated the petrography of the Late aternary

deposits of the Lech valley downstream of the Würmianterminal moraines. He subdivided the Lech valley boomnear the conuence in several levels, which he construed asdierent alluvial fans.

is regional study focused on Late aternary valley de-velopment at the conuence of the Lech and Danube. By

means of eldwork, laserscan analysis, numerical datingmethods, historical and archaeological data a stratigraphyand chronology of river terraces in both valleys was com-piled. e derived reconstruction of the valley develop-




ment of Lech and Danube will be compared to other reach-es of both rivers and to similar conuences in the NorthernAlpine Foreland. Moreover, the inuence of the Lech onthe architecture of oodplain terraces of the Danube willbe discussed.

2 Study Area

e study area comprises the lower Lech valley and its con-uence with the Danube (Fig. 1). e source of the riverLech is located in the Northern Limestone Alps. It is one of four large alpine tributaries (Iller, Isar, Inn) of the Danubein the German Alpine Foreland. e Lech has a length of 264 km and a catchment area size of c. 3926 km². At Augs-burg, c. 35 km upstream of the conuence in the Lech val-ley, the average low water discharge was about 49 m³/s,

the mean discharge 114 m³/s and the average high waterdischarge 594 m³/s between 1960 and 2007 (HND 2010). esource of the Danube is situated in the uplands of the BlackForest (Swarzwald ), c. 360 km upstream of the conuence.

e catchment area of the Danube between its source andthe gauge Donauwörth, c. 12 km upstream of the conu-ence, amounts to 15092 km². ere, the average low waterdischarge was about 76 m³/s, the mean discharge 191 m³/sand the average high water discharge 757 m³/s in the pe-riod 1924–2007 (HND 2010). In the study area, the gradientof the Danube valley amounts to 0.7 ‰, the gradient of theLech valley to 1.4 ‰. e conuence of both rivers is situ-ated at an altitude of c. 392 m a.s.l.. It is located in the socalled Donauried, a several kilometres broad elongated ba-sin, lled with Late aternary uvial deposits. is basinextends from the mouth of the Iller to c. 10 km downstreamof the conuence, where the Danube cut a narrow valley(Steppberg – Neuburger Talenge) through Jurassic limestoneof the Franconian Alb.

e valleys of both rivers are characterized by ights

of aternary river terraces. e oldest and highest Pleis-tocene terrace remnants are the Deensoe r levels,which represent terrace levels related to the pre-Rissianglaciations, deposited in the Middle and Early Pleistocene.

River terrace Age Numerical age evidence

Young Holocene terrace 3

(qhj3)

Subatlantic:

Modern AgeHistorical maps from 19th century.

Young Holocene terrace 22b (qhj22b)

Subatlantic:Early Modern Age

Historical maps from 18th and 17th century.

Young Holocene terrace 22a

(qhj22a)

Subatlantic:

Late Middle Ages

1 trunk (prunus) in gravel deposits:

510 ± 50 14C BP (650–580 and 570–480 cal BP)*

Pottery sherd in gravel deposits: ~ 1300 AD


(qhj21)

Subatlantic:

Middle AgesOnly relative age estimations


(qhj12)

Subatlantic:

Roman period1 luminescence – age of river sands in gravel deposits:

1.9 ± 0.2 ka BP (OSL) & 1.6 ± 0.2 ka BP (IRSL)


(qhj11)

Subatlantic:

Iron Age1 wood fragment in gravel body:

2450 ± 50 14C BP (2730–2350 cal BP)*

Middle Holocene terrace

(qhm) Subboreal

3 trunks (juniperus) at the base of gravel deposits:

4130 ± 60 14C BP (4840–4510 and 4470–4440 cal BP)*

3780 ± 60 14C BP (4410–3980 cal BP)*

4290 ± 50 14C BP (5040–5010, 4980–4810, 4760–4700 and

4670–4650 cal BP)*

Organic material at the base of gravel deposits:

4080 ± 40 14C BP (4820–4750 and 4710–4430 cal BP)*

Early Holocene terrace

(qha)Preboreal

3 trunks (pinus) in gravel deposits:

9290 ± 60 14C BP (10660–10270 cal BP)*

9360 ± 70 14C BP (10760–10370 and 10330–10290 cal BP)*

9570 ± 70 14C BP (11170–10700 cal BP)*

Organic material at the top of gravel deposits:

9110 ± 6014

C BP (10490–10460 and 10430–10180 cal BP)*

Niederterrasse (NT)

Lower terraceLate glacial

Organic material at the base of the paludal inll of the marginal

depression:

9960 ± 60 14C BP (11710–11670 and 11640–11230 cal BP)*

* calibration of all 14C – ages was carried out with OxCal (curve: INTCAL04; range: 2 sigma)

Tab. 1: Chronology o Late Qaternary river terraces at the Le – Danube conuence and their age evidences.

Tab. 1: Chronologie der spätquartären Flussterrassen im Lemündungsgebiet und deren Altersbelege.




Fig. 2: Sematic cross – section o the Danube valley. Aritecture and morphology o Late Qaternary uvial deposits (compiled on the basis o Digital

Elevation Models, feld mapping, drilling cores and outcrops) and their age evidences in the Danube valley upstream and downstream o the Le – Danube

conuence at the study area.

Abb. 2: Sematises Qerprofl des Donautals. Aubau und Morphologie der jungquartären Terrassenkörper (konstruiert aus digitalen Geländemodellen,

Geländekartierungen, Bohrdaten und Auslüssen) und deren Altersbelege ür das Donautal oberhalb und unterhalb der Lemündung im Untersuungs-

gebiet.

Fig. 3: Sematic cross – section o the Le valley. Aritecture and morphology o Late Qaternary uvial deposits (compiled on the basis o Digital

Elevation Models, feld mapping, drilling cores and outcrops) and their age evidences in the Le valley at the study area.

Abb. 3: Sematises Qerprofl des Letals. Aubau und Morphologie der jungquartären Terrassenkörper (konstruiert aus digitalen Geländemodellen,

Geländekartierungen, Bohrdaten und Auslüssen) und deren Altersbelege ür das Letal im Untersuungsgebiet.




e less elevated Hoterrassen (HT), with surfaces sev-eral tens of meters below those of the Deensoer lev-els, relate to the Riss glaciations since P B(1909). At levels 5–10 meters below, Niederterrassen (NT) of Upper Würmian age are common in the Danube valley, inthe middle reaches of the Lech valley and in many othervalleys of the Alpine Foreland, but along the river Lech’slower reaches, these are rarely conserved. Instead, terracesof Holocene age make up widespread areas of both rivers’valley oors (Fig. 1, 2, 3).

3 Methods

e morphological features were surveyed by eld map-ping, aided by high resolution digital elevation data(LIDAR, 2 x 2 m footprint, at least 0.2 m vertical resolu-tion) from the O S G (Landesamt ür Vermessung und Geoinormation. Mu-nich, Germany). e mapped sequence of river terraceshas been morphostratigraphically dierentiated by surface

elevation, where possible. If terrace surface elevation dif-ferences are small (e.g. decimetres instead of meters), theywere dierentiated either by a distinct terrace edge at theirexternal seam channel or by morphological unconformi-ties of oodplain channels (following methods outlinedin S 1983). e ocial abbreviations for the dif-ferent Holocene terraces, dened by the B E A (Bayerises Landesamt ür Umwelt ,LFU. Munich, Germany), were used in the geological map(Fig. 1), in the schematic cross sections (Fig. 2, 3) and arealso mentioned in the text. A summary of all terraces isshown in Tab. 1. e sedimentology of the Late ater-

nary river terraces was investigated in eleven outcrops ex-posed in gravel pits at the Lech – Danube conuence, of which eight are mentioned in this paper (Fig. 1). More than800 drillings of dierent federal agencies and gravel pit op-erating companies were analysed for the thickness of theaternary deposits (Fig. 1). Several dozen cores from ne-grained clastic deposits were taken manually. To establishan absolute chronology of the deposits, numerical datingmethods were applied on suitable materials from cores andoutcrops. Organic material such as wood, charcoal andplant detritus was AMS - radiocarbon dated by Beta Ana-lytic (Miami, USA). All 14C-ages were calibrated with Ox-Cal soware (B, R 1995), using the INTCAL 04curve (R et al. 2004). Luminescence dating was car-ried out at the Institute of Applied Geology, University of Natural Resources and Life Sciences (Vienna, Austria). OSLand IRSL ages of the quartz and the feldspar fraction weredetermined on small aliquots using single aliquot regenera-tive dose protocols (M W 2000, W etal. 2000). All but two samples were dated using the coarsegrain fraction. e remaining two were dated with IRSLsignals of the polymineral ne grain fraction. For furtherdetails on the luminescence dating procedures see L S (accepted). Archaeological data about histori-cal streets and selements was provided by the Bavarian

State Department of Historical Monuments (Bayerises Landesamt ür Dekmalpege . ierhaupten, Germany).Historical maps since the 16th century yielded ages for theaggradation of the two youngest Holocene terraces and al-

lowed the analysis of the relocation of river channels inthis period (S 2010).

4 Results

Niederterrasse level (NT)In the Danube valley, just downstream of the Lech moutha patch of Niederterrasse is preserved (Fig. 1). e surfaceis up to 3 m higher than adjacent Holocene terraces to itsnorth. Its southern fringe is formed by a marginal depres-sion (Randsenke ) directly at the slope of the Rainer Ho- terrasse (Fig. 2). e valley of the Kleine Paar river and aperiglacial dry valley (Dellentälen) on the Hoterrasse open to the marginal depression. e periglacial dry val-ley can be connected to a small winding channel crossingthe surface of the Niederterrasse approximately parallel tothe Danube valley. is channel is not a paleochannel of the rivers Danube or Lech, but originates as a local streamdraining the Hoterrasse. e Niederterrasse is composedof sandy gravels with a thickness of up to 13 m. It exhib-its only partially a thin cover of oodplain deposits, whichconsist of horizontally stratied layers of sand and nergrains. e gravels in the small gravel pit Staudheim (Fig. 1) show a strong weathering in the upper part of the outcrop.Plant remains from the base of a paludal inll of the mar-ginal depression (Randsenke ) at a depth of 6.5 m yielded anage of 9960 ± 60 14C BP (11610–11220 cal BP) (Fig. 2). ispatch of Niederterrasse was last-active in the last millen-

nia of the Pleistocene (including the Younger Dryas), as thechannel ll is younger than the uvial deposition of theterrace sediments, and more or less dates the abandonmentof this part of the oodplain by Danube channels.

Fig. 4: Profle o the Preboreal terrace (qha) at the gravel pit Eisenried.

Abb. 4: Profl der präborealen Terrasse (qha) in der Kiesgrube Eisenried.




Fig. 5: Profles o the Subboreal terrace (qhm) at the gravel pit Eggelsteen.

Abb. 5: Profle der subborealen Terrasse (qhm) in der Kiesgrube Eggelsteen.

Preboreal terrace level (qha)Upstream of the river conuence, Early Holocene ‘qha’-

terrace remnants are preserved in both the Lech valley andthe Danube valley. In the pit Eisenried (Fig. 1) along theDanube, the terrace gravels are covered by ne-grainedoodplain sediments with a thickness of up to 3 m (Fig. 4).

ese oodplain deposits are divided by an erosional un-conformity. e sediments above the unconformity are

composed of sand-striped oodplain channel ll and loamyoverbank deposits of Subboreal (2.5–5 ka BP, Met al., 1974) or Subatlantic (0–2.5 ka BP, M et al.,1974) age. e predominantly sandy oodplain deposits be-




low the unconformity contain up to three fossil black ood-plain soils (“Peanmoor” sensu B 1957). Or-ganic material from between the two uppermost fossil soilsyielded an AMS 14C-age of 5090 ± 40 14C BP (5920–5740 calBP). Two pine trunks from the underlying gravel deposits,dated to 9290 ± 60 14C BP (10660–10270 cal BP)and 9360 ± 7014C BP (10760–10370 cal BP), indicate a Preboreal (10–9 kaBP, M et al., 1974) or, in the event of an later dep-osition of the trunks, a younger age of the gravels. egravel deposits in the pit Eisenried are dominated by alpinelimestones and dolomites as it is typical for the Lech valley. Jurassic limestones from the Franconian Alb indicate theinuence of the Danube river.

In the study area, Preboreal gravel deposits also underlieyounger terraces of the rivers Lech and Danube. S(1985) already described in the pit Eggelsteen (Fig. 1) twostacked gravel bodies: e overlying one is composed of carbonatic, alpine gravels with a low amount of crystal-line material and can be termed as “Lech facies”. In con-trast, the underlying gravel body contains a relatively big

amount of uncommon material for the Lech valley, suchas basalt, lydite and jurassic limestone, and can thereforebe related to the inuence of the Danube (“Lech – Danubefacies”). Whereas the overlying gravels build up the Sub-boreal terrace (see below), the underlying gravels were de-noted as glacio-uviatile deposits by S (1985). Butduring our investigations, organic material from the top of the underlying gravel deposits was dated to 9110 ± 40 14CBP (~ 10490–10180 cal BP), i.e. to the Preboreal (Fig. 2, 5,Tab. 1). At the outcrop Schnödhof (Fig. 1, 2, Tab. 1), a pinetrunk from the gravel deposits, underlying the Subatlanticterrace, yielded an age of 9570 ± 70 14C BP (11170–10700 cal

BP) and dates the gravel deposition at most to the Prebo-real. In drilling cores the thickness of the Holocene uvialdeposits ranges from 7 to 14 m. It can be assumed that thelargest amounts of thickness are reached when Preborealgravel deposits underlie younger terraces, as the base of any other terrace in the study area is signicantly higherthan that of Preboreal deposits (Fig. 2, 3). Moreover, a cou-ple of these cores show a partition of the gravel deposits bylayers of ne-grained sediments and peat. Most probably,this drilled sequences are comparable to that at the gravelpit Eggelsteen with oodplain deposits of up to 2 m thick-ness, containing three fossil black oodplain soils betweenboth gravel bodies (Fig. 5).

Subboreal Terrace level (qhm)e Subboreal terrace is the most widespread one at theLech – Danube conuence. It takes up large areas in thelower Lech valley and in the Danube valley downstreamof the conuence. e surface of the terrace in the north-ern part of the Lech valley is characterized by some hun-dred meters wide, elongated ridges containing meander-ing paleochannels (Fig. 1). e ridges are separated by two,1–2 m lower lying depressions, which originate from me-andering paleochannels on the less undulated qhm – ter-race surface further up the valley (Fig. 1). e depressions

widen up to an extent of 1 km down the valley. Anotherbroad depression limits the westernmost ridge of the Sub-boreal terrace (Fig. 1). e channels and depressions rep-resent paleo-river beds of the Subboreal Lech. ey were

lled with ne-grained material during ood events aer-wards. Most probably, the paleochannels of the Lech Riverwere not active simultaneously, but rather mark dierentstages of an migrating Lech river during the Subboreal. Achronological reconstruction of the migration and hencea subdivision of the Subboreal terrace is hitherto not pos-sible, due to the lack of numerical ages from the dierentridges.

Outcrops in the gravel pit Eggelsteen exhibit the stratig-raphy of both morphological units (Fig. 1, 5). e exposeddepression (prole B) is lled with sandy and ner-grainedoodplain channel deposits, reaching a maximum thick-ness of 5 m. Below them, a stack of three fossil black ood-plain soils in overbank deposits is preserved. ese fossilsoils are low in or free of calcium carbonate and contain arelatively high amount of humus (Fig. 5). ey are dividedby thin layers of calcareous, loamy oodplain deposits.

e lithology of the ridges is dominated by sandy grav-els, which are approximately 3 m thick. Sand-lled ood-plain channels are embedded in the gravel body at many

places (prole C). Beneath the Subboreal gravels, olderoodplain deposits with a similar fossil soil sequence as inprole B can be preserved (prole A). e Preboreal grav-el deposits described above are following thereunder. Or-ganic samples from the base of the overlying gravel body,returned several ages (Tab. 1, Fig. 5) around 4000 14C BP(~ 5040–3780 cal BP). ey date the terrace formation tothe Subboreal. e underlying gravels were deposited dur-ing the Preboreal (see above). Inlls of several oodplainchannels on the Subboreal terrace were dated by OSL andIRSL to 5 to 3 ka BP, whereas the polymineralic ne-grainluminescence age in prole B is discarded due to the over-

estimation compared to the14

C ages from the gravel body(L S; accepted). In addition, Roman set-tlements on the surface and the course of a Roman street,which traverses the full terrace width, are evidences forthe abandonment of this area by the river Lech prior toRoman times. Earlier assumed timing of sediment accumu-lation during the Roman period (S, 1985) is notsupported by our data.

In the Danube valley upstream of the Lech conuenceregion, Subboreal terraces have not been widely preserved.eir extent is much smaller than that of the Subboreal ter-race along the lower Lech and the Danube River down-stream of the conuence (Fig. 1).

Subatlantic Terrace levels (qhj)e youngest valley oor can be subdivided into up to sixterraces, which accompany the recent courses of the Lechand the Danube River downstream of the conuence. Up-stream of the conuence, only four Danube terraces of Subatlantic age are prevalent. A complete sequence of LateHolocene terraces is preserved in the area between bothrivers directly upstream of their conuence. In other partsof the study area only remnants of this terrace sequenceare preserved (Fig 1.). e chronology of terraces with ageevidences of each terrace is shown in Tab 1.

All Late Holocene terraces are composed of sandygravels, which are covered with ne-grained oodplaindeposits. e thickness of the Late aternary deposits inthe Subatlantic valley oor ranges from 9 to 13 m. Layers




of ne-grained sediments and peat in the gravel deposits aswell as 14C-dated tree trunks of Preboreal age indicate thedivision of the gravel deposits (Fig. 2, 3, Tab. 1). It may beassumed that the Subatlantic terraces are oen stacked on(or nested in) an older gravel body. e thickness of cov-ering oodplain deposits varies from a few decimetres toseveral metres in lled channels.

Two terrace levels of early Subatlantic age (qhj11, qhj12 )have medieval selements on their surface. A wood frag-ment retrieved from a depth of 5 m at the gravel pit Linden- see (Fig. 1) in the Lech valley yielded an age of 2450 ± 50 14CBP (2730–2350 cal BP) and places the formation of the qhj11 – terrace to the Iron Age. Close to gravel pit Oberndor apaleomeander of the Lech has eroded parts of a Romanvilla rustica, originally situated on the Subboreal terrace(Fig. 1, 6). Dendrochronological data time the occupancy of the estate to between the 1st and the 4th century AD (C1990). 14C-dating of plant material from the meander chan-nel ll (C, personal communication) yielded ages of calAD 1035–1250, cal AD 1005–1215 and cal AD 1025–1220.

is channel was lled during oods, aer the Lech cuto the meander. e terrace gravels in the inner bend of the paleomeander predate the channel ll ages, and likelyspan some centuries of point bar build out. is estimationis conrmed by luminescence ages of 1.9 ± 0.2 ka BP (OSL)and 1.6 ± 0.2 ka BP (IRSL), which were sampled in the grav-el body 300 m inbound from the paleomeander (L S, accepted). us, the formation of the qhj12 – ter-race took place during the Roman period.

On all younger Subatlantic terraces no supercial ar-chaeological data is available. Due to the lack of outcropson the older qhj21 – terrace it can only be dated by rela-

tive age estimations. e younger qhj22a – terrace is wellexposed at the gravel pit Reichertswert in the Danube val-ley upstream of the conuence (Fig. 1, 7). Here, the sandygravels are epsilon cross-bedded, indicating the lateral ac-cretion by a meandering Danube. Inside the gravel bodyseveral rounded brick fragments and a poery sherd werefound. e laer was dated to about 1300 AD by H. Lo-sert (Medieval and Postmedieval Archaeology, Universityof Bamberg). A tree trunk, excavated in c. 3 m depth in thegravel deposits below ground water level, yielded an ageof 2770 ± 50 14C BP (2980–2760 cal BP). It can be assumedthat this older trunk was relocated during medieval riveractivity. e qhj22a – terrace is covered by oodplain de-posits formed of overbank nes and a sand-striped chan-nel deposit sensu S (1995). A sample for lumines-cence dating was taken from these oodplain deposits. equartz and the feldspar fraction are slightly overestimatedcompared to the recovered poery (L S,accepted). A trunk from the gravel pit Niederschönenfeld(Fig. 1), dated to 510 ± 50 14C BP (~ 650–480 cal BP), supportsa Late Medieval age of the qhj22a – terrace (Tab. 1).

e qhj2 2a and qhj3 – terraces feature no evaluableoutcrops, because of the low altitude of the terrace sur-faces above ground water level. Both terraces can be welldated by historical maps. e qhj2 2a – terrace was depos-

ited in the 17th and 18th century, the qhj3 – terrace sinceabout 1800 AD. In addition, the maps from the 19 th cen-tury enable the analysis of channel paerns of both rivers(S 2010, Fig. 8). e Danube shows the typical pat-

Fig. 6: Location o dated samples rom the paleao-meander o the river Le

at the Roman villa rustica and in the gravel pit Oberndor.

Abb. 6: Lage der Datierungen aus dem Berei des Le – Paläomäanders

an der römisen Villa rustica und in der Kiesgrube Oberndor.

Fig. 7: Profle o one Subatlantic terrace (qhj2 2a) at the gravel pit Reierts-

wert.Abb. 7: Profl einer subatlantisen Terrasse (qhj2 2a) in der Kiesgrube Rei-

ertswert.




tern of a meandering river, whereas the Lech can be des-ignated as an anabranching river sensu B (1983) withnumerous bifurcations but also several meander loops.Downstream of the Lech – Danube conuence the chan-nel paern of the modern Danube River is a transitionalone between both river paerns. Since the regulation of the river channels around 1900 AD and the constructionof many dams in the 1950s the natural uvial dynamics of both rivers as well as the formation of terraces has beenmore or less eliminated.

5 Discussion

e study of the terrace composition at the Lech – Danubeconuence yielded a sequence of one Würmian Lategla-cial and eight Holocene terraces. e comparison of thissequence of river terraces with other valleys in the North-ern Alpine Foreland indicates that their development hasnot only a local character but is inuenced by supraregion-al driving mechanisms. Finally, the possibilities of recon-

structing changes of parameters in time like the voluminaof uvial deposits, the level of the base and top of river beddeposits and the channel geometry will be discussed forthe study area.

e Würmian Lateglacial Niederterrasse is only pre-served in the Danube valley downstream of the Lech –Danube conuence. Its base level is several meters higherthan that of Holocene gravel deposits. A similar observa-tion for all Niederterrassen was also made by S(1990) in the Danube valley downstream of Regensburg.e Niederterrasse in the study area corresponds mostlikely to that of the Stufe von Friedheim, the latest Late-

glacial Niederterrasse at the middle reaches of the Lech(G S 2010), to that of the LateglacialNT 3 in the Danube valley downstream of Regensburg(e.g. S 2010) and to the NT 3 in the Isar val-ley (e.g. S et al. 1994). In the Danube valleydownstream of the narrow valley (Steppberg – Neuburg-er Talenge), extensive areas of Niederterrassen are relatedto the Pleni- and Lateglacial (K K2001). In contrast, at the Lech – Danube conuence furtherterraces of Late- or Pleniglacial age are missing, althougha former distribution over the entire valley oor is verylikely. e minor occurrence of Niederterrassen here re-sults from erosion and reworking of older deposits duringthe Early Holocene due to the widespread lateral activityof the river Lech.

Preboreal river bed deposits beneath Subboreal to Sub-atlantic terraces extend over great parts of the investi-gated valley oors. Due to their vast extension it can beassumed that these underlying gravels were deposited inseveral reworking phases during the Preboreal, in whichthe river beds of Lech and Danube were relocated and pos-sibly deposited several terraces. e base of these Preborealgravels lies deeper than that of any other aternary riverdeposits in the study area (Fig. 2, 3). Concluding, the maxi-mum rate of incision was reached at the change of Younger

Dryas to the Preboreal or in the early Preboreal. is con-clusion is also true for the Danube valley downstream of Regensburg (S 2010) and for the conuence of Iller and Danube (G G 1952). An underly-

Fig. 8: Historical river annel paerns o Le and Danube (S 2010).

Abb. 8: Historise Flussläue von Le und Donau (S 2010).

ing gravel deposit beneath a Subboreal Iller terrace at theIller – Danube conuence has been dated by B (1982)to the Preboreal. ese deposits indicate the reworking of older uvial deposits in the Preboreal during which thebase level of erosion was signicantly lower than in sub-

sequent phases of the Holocene and most probably in thePleistocene. Preboreal terraces are morphologically preva-lent in the middle Lech valley (G S2010) and in the valleys of Isar (e.g. S 1990,F 1990, S et al. 1994), Danube (e.g.S 2010, 1990) and Inn (M 2005). Due totheir marginal morphological preservation in the study ar-ea, no statements about the channel geometry of the Preb-oreal terraces are possible.

e Atlantic period is not represented by river chan-nel deposits in the investigated area. However, terracesof this age are well preserved in the middle Lech valley(G S 2010), in the Danube valleydownstream of Regensburg (e.g. S 2010, 1990)and in the Isar valley (e.g. S 1990, F1990, S et al. 1994). It is conceivable that terrac-es of Atlantic age in the study area were eroded aerwards.

e Subboreal terrace is the most prominent one inthe study area. Its deposition is well dated to between c.4000 14C BP (~ 5040–3780 cal BP) and the Roman period.e terrace has probably been deposited in several phasesduring the Subboreal, which are represented by gravel de-posits building up dierent ridges within this terrace. Yet,these deposits could not be chronologically dierentiateddue to the lack of numerical ages from dierent ridges.

Remarkably, G S (2010) dierentiat-ed four Subboreal terraces with a relatively small extentcompared to the other Holocene terraces at the Lech up-stream of Ausgburg. A connection of the terraces between




the lower and the middle reaches of the Lech valley has notbeen achieved so far. An extensive terrace of Subboreal ageat the Iller – Danube conuence has already been describedby G G (1952), which they constituted asan alluvial fan (Iller Schwemmkegel). B (1982) veri-ed their age assumption by dating numerous oak trunks,of which the bigger part yielded dendrochronological agesbetween 2300 and 1600 BC. us, the accumulation of thelller Schwemmkegel corresponds to the Subboreal terraceat the Lech – Danube conuence. In addition, a Subborealterrace exists at the lower Isar valley (S 1990)and the adjacent Danube valley (S 1990, 2010).But in contrast to these terraces, the base level of the Sub-boreal terrace in the study area lies several meters higherthan that of the Preboreal gravel deposits. e few chan-nels on the Subboreal ridges are mainly meander-shapedbut also show some bifurcations (Fig. 1). e broad depres-sions on the Subboreal terrace are lled with oodplaindeposits and therefore do not allow statements about thechannel paern within.

During the Subatlantic period, six terraces were deposit-ed in the lower Lech valley and in the Danube valley down-stream of the conuence, but only four terraces upstream.e number of Subatlantic terraces in the lower Lech valleyis not only higher than at the Danube valley upstream of the conuence but also higher than in the middle Lech val-ley (G S 2010). At the lower Isar valley(S 1990) and at the Danube downstream of thestudy area (K K 2001, S1990) also four Subatlantic terraces were distinguished.e reason for the larger amount of Subatlantic terraces atthe lower Lech valley might be both a local characteristic

and/or a missing morpho- and chronostratigraphical dif-ferentiation of these terrace remnants elsewhere. Recently,S (2010) showed that the oldest of four Subat-lantic terraces in the Danube valley near Straubing, theH4-Terrace, can be subdivided into two separate terraces;one deposited during the late Subboreal between c. 2900 to2500 14C BP and one during the Roman Period between 2200to 1500 14C BP. All Subatlantic terraces are incised in olderHolocene deposits, but do not reach the base level of thepartly underlying gravel deposits of older Holocene age.

e morphology of all Subatlantic terraces at the Dan-ube upstream and of the four oldest Subatlantic terracesdownstream of the conuence is typically formed by a me-andering river. At the lower Lech the oldest four Subat-lantic terraces clearly show meandering, but in parts alsoanabranching channel paerns. e youngest Subatlanticterrace (qhj3) in the Lech valley is dominated by an ana-branching paern, as indicated by terrace morphologyand by historical maps. e qhj3 – terrace of the Danubedownstream of the conuence is inuenced by the LechRiver, whereas historical maps show a typical meander-ing channel paern of the Danube river upstream of theconuence. e reasons for the dierences in channel pat-tern (meandering vs. anabranching) of the rivers Lech andDanube, as reconstructed for the Subatlantic, might be

explained by the dierent valley gradients. e relativelylow gradient in the Danube valley (0.7 ‰) as well as a bal-anced discharge typically result in a meandering channelpaern according to L W (1957). In con-

trast, the lower Lech valley has a larger gradient (1.4 ‰)and the Lech features infrequent but high peak dischargesand strong ood events during modern age. erefore, ahigher sediment load of the Lech than of the Danube canbe assumed, which may cause increased sediment deposi-tion at the conuence point. As a result, the stream of theDanube downstream of the conuence splits in multiplebranches. is process may be intensied through the re-stricting eect of the Danube before entering the narrowvalley east of the study area. Here, the valley width reducesfrom approximately 5 to a minimum of 0.5 km.

In addition to the performed Late aternary recon-struction of valley development at the Lech – Danube con-uence, a summary of the benets of dierent uvial pa-rameters at the study area is given: As the former extent of a terrace is oen dicult to reconstruct due to later ero-sion, the width of the former river bed and hence voluminacalculations are only reliable, if the external borders of aterrace are preserved on both sides of a valley. In the studyarea this is only suitable for single terraces in limited valley

sections and therefore precludes the comparison of sedi-mentation rates over the Late aternary. e base andtop levels of terrace gravels provide the maximum depthof former river beds and the rate of incision in older de-posits. In the study area, the base of all Holocene depos-its is deeper than that of the Würmian Lateglacial Nieder-terrasse, reaching its maximum depth beneath Preborealdeposits. e Subboreal terrace lies widespread on thesePreboreal deposits, whereas all Subatlantic terraces areincised in older deposits. e channel morphology docu-ments the channel paern during terrace deposition. Asformer channel paerns are morphologically not well pre-

served on older terraces, the analysis of channel geometrywas only useful for Subatlantic terraces, especially for thetwo youngest terraces, whose channel paerns are pic-tured in historical maps.

6 Conclusion and outlook

A chronostratigraphy of one Würmian Lateglacial and upto eight Holocene terraces at the conuence of the Lechand Danube valleys was established. Pleni- and Lategla-cial terraces were almost completely eroded during thePreboreal. An evidence of the Preboreal reworking phaseis a widespread gravel deposit beneath younger terraces.Atlantic terraces are not preserved. ey were most like-ly eroded during the Subboreal. e Subboreal terrace isthe most extensive one at the Lech – Danube conuenceand was deposited over a long period of several thousandyears, possibly in several phases. During the Subatlantic asequence of up to six terraces was deposited in the studyarea. e morphology of the youngest Subatlantic terracesas well as historical maps of Modern age indicate a dier-ence in channel geometry between the Lech (anabranch-ing) and the Danube upstream of the conuence (mean-dering). Downstream of the Lech – Danube conuence theSubatlantic terrace morphology and historical maps refer

to a transitional channel paern between meandering andanabranching.

In future, the river deposits in the Lech valley up-stream of the conuence will be investigated in order to




nd Pleniglacial and possibly more Holocene terraces.Moreover, we aim to get a connection to the study area of G S (2010) at the middle reaches of the Lech valley. Further investigations about the dating of Late aternary as well as Middle Pleistocene uvial de-posits are in progress.

Acknowledgements

e study was funded by the Bavarian EnvironmentalAgency (Bayerises Landesamt ür Umwelt , LFU. Munich,Germany). e authors would like to thank G. Doppler, E.Kroemer and B. Gesslein for helpful comments and discus-sions in the eld as well as F. Preusser and M. Fiebig forsupport of OSL dating. We also thank K. Cohen and twoanonymous reviewers for detailed and very helpful com-ments and improvements of this article.

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http://www.hnd.bayern.de/

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ISSN 0424-7116

Zur Struktur von Eskern in Schleswig-Holstein, unter

besonderer Berücksichtigung des „Esker-Kames-SystemsForst Steinburg“ in morphologischer Hochlage

Alf Grube

Abstract: Dierent esker forms in Schleswig-Holstein were investigated as part of the geotop register of Schleswig-Holstein: purelyglaciouvial eskers, eskers with a core of till or glaciolacustrine sediments, beaded eskers (“Perlenschnur-esker”), till-coveredeskers, cross-cuing eskers, crooked- and separated-parallel eskers as well as eskers with and without accompanying ero-sional channels. Eskers are associated with and/or genetically linked to drumlins or drumlinoid forms, adjoining till diapirs,ice marginal structures, kames or dead ice forms. An “esker-kames system” that is superimposed on an ice-marginal morainethat aains local heights of +85 m a.s.l. is described in detail. e structure is morphologically recognizable as gravelly sandridge situated on an elevated sandy-gravelly area. e structure can be subdivided into three parts: (A) a western area (esker)clearly subdivided by parallel single structures, (B) a central, high gravelly sand ridge (subglacial esker or crevasse ll) as wellas (C) hilltop-shaped areas at the southeast end of the structure (kames). e esker structure (A) shows a central, large gravellysand ridge with a width of 70 m, a height of c. 8–10 m and a length of c. 220 m (covered with till) and two parallel smaller eskerridges which run to the south of the larger one. e genesis of this esker-kames structure on top of an ice-marginal moraine isdiscussed.

(On the structure of eskers in Schleswig-Holstein with special emphasis on the “esker-kames-system Forst Steinburg” inmorphological top position)

Kurzfassung: Die unterschiedlichen Esker-Formen Schleswig-Holsteins wurden ür das Geotop-Kataster des Landes miels Literatur- undFeldarbeiten neu bearbeitet: Esker i.e.S., Aufpressungs-Esker mit Kern aus Geschiebemergel oder Beckensedimenten, Perlen-schnur-Esker, Till-bedeckte Esker, sich kreuzend überlagernde Esker, verwachsen- und getrennt-parallele Esker-Rücken sowieEsker mit und ohne begleitende Rinnenbildungen. Esker sind häug räumlich vergesellschaet bzw. genetisch verochten mitDrumlins oder drumlinoiden Formen, angrenzenden Aufpressungsstrukturen aus Till, Eisrandlagen, Kames-Bildungen oderToteis-Bereichen. Im Detail wird ein „Esker-Kames-System“ dargestellt, welches dem Scheitelbereich einer großen Eisrandlage

mit örtlich +85 m NHN Höhe aufgesetzt ist. Die morphologisch als Kiessand-Rücken erkennbare Gesamtstruktur saelt einemaufgewölbten, sandig-kiesigen Bereich auf. Die Struktur kann in drei Teile untergliedert werden: (A) einen acheren, deutlichdurch parallele Einzelstrukturen gegliederten westlichen Bereich (Esker), (B) einen zentralen, hohen Kiessand-Rücken (Eskeroder Spaltenüllung) sowie (C) kuppenörmige Bereiche am Südostende der Struktur (Kames). Die Esker-Struktur (A) zeigtneben einem zentralen, großen Kiessand-Rücken mit 70 m Breite, einer Höhe von ca. 8–10 m und einer Länge von ca. 220 m(mit Till bedeckter-Esker) zwei parallele kleinere Esker-Rücken, die südlich des großen verlaufen. Die Genese der Esker-Kames-Struktur in Randlagen-Top-Position wird diskutiert.

Keywords: Esker, Os, Kames, Crevasse Filling, Weiselian

Address of author: Dr. A. Grube, Geologischer Dienst, Landesamt ür Landwirtscha, Umwelt und Ländliche Räume des Landes Schleswig-Hol-stein, Abt. Geologie und Boden, Hamburger Chaussee 25, 24220 Flintbek. E-Mail: [email protected]

1 Einleitung

Schleswig-Holstein besitzt aufgrund seiner Entstehungs-geschichte eine beeindruckend vielältige Geologie undGeomorphologie (G 2008). Viele Landschasformensind noch nicht genauer wissenschalich untersucht. Dieunterschiedlichen vorhandenen Esker-Formen Schleswig-Holsteins wurden ür das Geotop-Kataster des Landes neuüberarbeitet. Eine besondere Struktur der Inlandvereisung(Weichsel-Kaltzeit) im Forst Steinburg (Landkreise Stor-marn und Herzogtum Lauenburg) wurde in diesem Rah-men geologisch näher untersucht.

Im Folgenden wird der Begri Esker verwendet, da erdeniert und international gebräuchlich ist. Der Begri Osist dagegen undeutlicher, im Skandinavischen wird der Be-gri Rullsten-Os verwendet, während der Begri Os weiter

gefasst ist und z.B. Festgesteins-Strukturen beinhaltet. ImDeutschen ist der Begri Wallberg speziell in der älterenwissenschalichen sowie populärwissenschalichen Litera-tur verbreitet, auch dieser wird nicht einheitlich verwendet.

Kames sind eine ür Niedertaulandschaen typische gla-zigen gebildete geomorphologische Form. Der Begri Ka-mes stammt aus dem Schoischen (kaim = Rücken mit stei-len Flanken) und wurde von J (1874) eingeührt.Kames entstehen während der Abtauphase des Gletschers(vgl. B V L 1991). Kames-Kuppenwurden aus Sedimentüllungen in Becken, Wannen usw.unter, im oder auf dem Eis gebildet, die nach Abschmelzen

durch Reliefumkehr ihre rundlich-gewölbte Form erhalten.Häug dominieren dabei feinkörnige Schmelzwasserbil-dungen (Feinsande), die durch langsam ießende Wässerüber längere Zeiträume in Hohlformen ablagert werden.








Abb. 1: Lageplan der im Text erwähnten Esker-Strukturen (Grundlage: Landesvermessungsamt SH). Gestrielt: Maximale Ausdehnung der Weisel-

Vereisung.

Fig. 1: Plan with esker structures mentioned in the text (basis: Landesvermessungsamt SH). Dashed line: maximum o Weiselian glaciation.

2 Zur Bildung von Eskern in Schleswig-Holstein

Esker sind langgestreckte, o gewundene, wallartige Ge-länderücken. Sie werden aus Sanden und Kiesen mit kom-plexer Internstruktur aufgebaut, lokal nden sich Till-Ein-schaltungen oder Beckenablagerungen. Aufpressungs-Es-ker können einen Kern aus Till besitzen, lokal können Tonein die Bildung einbezogen sein, wie z.B. HolsteinzeitlicheTone (vgl. S 1970). Die internen Verstellungen gehenauf glazi-tektonische Stauchungen, Setzungen aufgrunddes Niedertauens des umgebenden, stabilisierenden Eises,Austauen von Toteis usw. zurück. Bei Aufpressungs-Eskern

ist durch die vertikal von unten gerichtete Druckfront mitentsprechenden Störungen zu rechnen. Esker entstehenin sub-, in- oder supraglaziär angelegten Schmelzwasser-tunneln bzw. -spalten, welche häug die Fortsetzung von

Spalten des supra- oder inglaziären Gletscherbereichessind (z.B. Arenholzer Esker (Abb. 1); W 1990).Die heute noch erhaltenen Esker entstanden in den Spät-oder Abschmelzphasen der Vereisungen. Sie nden sichganz bevorzugt in Tal-Bereichen, im ehemaligen Randbe-reich von Gletschern. Sie blieben nur unter besonderen Be-dingungen erhalten und sind ganz überwiegend weichsel-kaltzeitlichen Alters. Selten besitzen Esker oder Esker-ähn-liche Strukturen ein Saale-kaltzeitliches Alter wie bei einerfraglichen Esker-Struktur bei Tellingstedt (G 2011).Örtlich nden sich Unterbrechungen, die aufgrund ihrermeist rundlichen Form als Os-Augen bezeichnet werden.

Sie gehen auf in den Spalten bzw. Tunneln liegen gebliebe-ne Eisblöcke zurück. Häug treten parallel zu den Eskernverlaufende Rinnen auf, die durch Toteis-Bildungen oderdurch Strömungswalzen (vgl. A 1977) entstanden sind.




Rechtwinklig abzweigend können Ablagerungen in ehema-ligen erspalten abgelagert worden sein, die aus Kiessan-den oder Till bestehen können.

Insgesamt ist das Spektrum der auretenden Esker-For-men oenbar kleiner als in Skandinavien (vgl. L1979). Esker i.e.S. sind verhältnismäßig selten. Sie mögenfrüher häuger vertreten gewesen sein, bekanntermaßensind leider viele dieser Kies-Sand-Strukturen durch Sand-entnahmen zu Bauzwecken zerstört worden. Zu den Es-kern i.e.S. gehören z.B. die Strukturen bei Arenholz undSüderbrarup (W 1990), Neu Duvenstedt sowiePutlos (G 2011). Daneben nden sich komplexe Esker-Formen, bei denen sich Esker kreuzend überlagern, bedingtdurch entsprechende Spaltenbildungen in verschiedenen,übereinander liegenden Gletscher-Niveaus. Hierzu gehörtdas Esker-System in Ahrensburg-Ost / Stellmoorer Tunnel-tal (K S 1988). Auch mehrere Strukturenim Bereich der Eiszerfallslandscha am Lütjensee gehört indiese Gruppe (G 2011). Treten Parallel-Strukturen auf,so können „verwachsene“ und „getrennt-parallele“ Esker

unterschieden werden. Am Esker-System Waldhusen-Kü-cknitz sind Rücken des Eskers miteinander „verwachsen“.Getrennt-parallele Strukturen sind z.B. am Esker-Kames-System Forst Steinburg (dieser Aufsatz) vorhanden. Selte-ner besitzen Esker in Schleswig-Holstein einen Mantel ausTill, der unmielbar ihre sub- oder inglaziäre Entstehungbelegt. Eine relativ dünne Till-Decke ist am Esker-Kames-System Forst Steinburg zu nden (vorliegender Aufsatz),im Bereich Loose ist auf einer Struktur eine mehrere m

mächtige Abdeckung vorhanden (G 2011). Ein- oderbeidseitig parallel verlaufende, heute meist vermoorte undmorphologisch nicht oder kaum zu erkennende, rinnen-örmige schmale Randsenken sind bei den Eskern in Ohe(E 1934, S 1993) und Ahrensburg-Ost (K S 1988) kartiert worden. Örtlich können dieseim Liegenden der üblicherweise abdeckenden limnisch-telmatischen Ablagerungen mit Beckenablagerungen ge-üllt sein, wie bei Fahrenkrug (G 2011). Der vermute-te Esker bei Zarpen ist eine sehr große und heterogen zu-sammengesetzte Struktur, die parallel zur Umrandung desLübecker Beckens verläu und somit eine Spaltenüllungdarstellen könnte.

Bei Aufpressungs-Eskern ist vorwiegend bindiges Ma-terial von unten in einen subglaziären Tunnel aufgepresstworden. Ein Kern aus Till ist bei den Strukturen Dazendorf (vgl. S 1953), Cismar (G 2011) und im nördli-chen Teil des Eskers von Waldhusen/Kücknitz (S1918; vgl. G 1923, O 1928) vorhanden. Auchdie Prinzeninsel im Plöner See (G 2011) könnte ent-

fernt zu dieser Gruppe gehören. Der Esker von Waldhus-en/Kücknitz (G 2011) zeigt im südlichen Abschni alsBesonderheit einen Kern aus Beckenschluen. Eine selteneForm der Esker in Schleswig-Holstein sind Perlenschnur-Esker. Derartige Strukturen treten bei Bistensee (S2006), und bei Rieseby auf, hier allerdings morphologischnicht sehr prägnant (G 2011).

Esker sind häug mit Drumlins, drumlinoiden Formen,angrenzenden Aufpressungsstrukturen aus Till, Kames-

Abb. 2: Esker-Berei (Teil „A“; Person im Kreis als Maßstab). Standpunkt R 3593320, H 5953050, Bliritung na Westen.

Fig. 2: Esker (part „A“; person or scale). Position: R 3593320, H 5953050, view towards west.




Bildungen und Toteisbereichen räumlich vergesellschaetbzw. genetisch verochten. Sie zeigen teilweise eine Paral-lelität mehrerer Esker-Rücken, zumindest in Teilbereichen.In Verbindung zu einer Esker-Struktur auretende Kames-Bildungen, die sich z.B. durch eine breitere Form sowie ei-ne feinsandige Zusammensetzung auszeichnen, sind u. a.bei den Eskern in Rieseby und Forst Steinburg vorhanden.

3 Das „Esker-Kames-System Forst Steinburg“

3.1 Umgebung der Struktur

Die Struktur liegt in der südlich der Umrandung des Lü-becker Beckens. Nach der alten geologischen Karte (Bla2028 Eichede, Bearbeiter: P. Range, 1927–1928 und Bla 2328Triau; Bearbeiter: P. Range, 1925–1926) kann der gesamteBereich der Eisrandlage als glazitektonisch überprägt ange-sehen werden. Die Verstellungen sind teilweise massiv, u.a.sind Schuppen aus miozänen Ablagerungen im dem Höhen-rücken bei Eichede bekannt geworden (vgl. H 1924).

In der o. g. preußischen geologischen Karte ist das hierdargestellte Gebiet als 3,0 km lange und bis zu 300 m breiteZone mit kiesig-sandigen Ablagerungen eingetragen. West-lich schließen sich nach den geologischen Übersichtskar-ten in der Hohlform zwischen Todendorf und Oetjendorf glaziuviatile Ablagerungen an, die als kleine Binnensan-derbereiche zu interpretieren sind. Westlich und nördlichdieser rinnenartigen Schmelzwassersandbildungen ndensich große glazi-limnische Becken, die beim Niedertau-en des Gletschers entstanden sind, ggf. zeitgleich mit derBildung des Esker-Kames-Systems. Am südlichen Ortrandvon Mollhagen bendet sich ein kleinerer, morphologisch

deutlich im Gelände erkennbarer Kiessand-Rücken, der alsEsker zu deuten ist. Er ist weitgehend bebaut.

3.2 Esker-Kames-Struktur im Forst Steinburg

Die Entdeckung und Anregung zur Bearbeitung des ver-muteten Esker-Bereiches geht auf Herrn Peter Jacobi (De-lingsdor) zurück, dem ür die Mieilung herzlich gedanktsei. Leider erfolgte, trotz entsprechender früher Bemühun-gen u. a. von Carl Duve (Schreiben an den Kreis Stormarnvon 1961), eine intensive Überprägung des Bereiches durchSand- und Kiesabbau.

Im Folgenden wird von einem „Esker-Kames-System“gesprochen, da der Bereich durch Teilgebiete verschiede-ner Genese zusammengesetzt ist. Die Struktur bendet sichauf dem Scheitelbereich einer großen Eisrandlage (Abb. 3),die örtlich +85 m NHN erreicht. Die Struktur hat eine Län-ge von ca. 3 km und eine Breite von bis zu ca. 1 km. Grö-ßere Teile der Gesamtstruktur sind leider dem Kiesabbauzu Opfer gefallen, so dass nur ein Stück seine ursprüng-liche Oberächenform aufweist. Für die abgebauten Flä-chen sind der Auau und die Entstehungsgeschichte lei-der kaum noch zu belegen. Nach den alten preußischentopographischen Karten von 1790 sind in den inzwischenabgebauten Bereichen einzelne, größere Höhenrücken zu

erkennen. Die alten Karten geben die Feinmorphologie lei-der kaum wieder, so dass Unsicherheiten bezüglich der ur-sprünglichen Morphologie des Gesamtgebietes bestehen.

Die morphologisch als Kiessand-Rücken erkennbare Ge-

samtstruktur saelt einem aufgewölbten, sandig-kiesigenBereich auf, der morphologisch durch ca. 0,5 km weite „Vor-sprünge“ westlich und östlich der Randlage in Erscheinungtri. Der Kiessand-Rücken kann dabei grob in drei Teileuntergliedert werden: (A) einen acheren, deutlich durchparallele Einzelstrukturen gegliederten westlichen Bereich,(B) einen zentralen, hohen Rücken sowie (C) in kuppenör-mige Bereiche am Südostende der Struktur (Abb. 4).

(A) Westlier, dierenzierter Berei mit mehreren par-allelen Kiessand-RüenDieser Bereich zeigt neben einem zentralen, großen Kies-sand-Rücken zwei weitere kleinere, die südlich des großenverlaufen (Abb. 3).

Der zentrale, große Kiessand-Rücken ist durch den Kies-abbau an seiner Nordanke beeinträchtigt. Die heutigeSteilkante ist durch einen Teilabtrag des Rückens bedingt.Er besitzt eine Breite von ca. 70 m und eine Höhe von ca.8–10 m. Er ist in der heutigen Form noch auf einer Längevon ca. 220 m erhalten. Auf dem östlichen Ende läu er aus

und endet kurz vor einer Auüllung. An seinem westlichenEnde ist er durch den Kiesabbau bis direkt an die Kreis-grenze abgetragen worden. Durch eine kleine, ca. 20 m brei-te Niederung getrennt, verläu südlich der großen Strukturein kleinerer Rücken, der auf einer Länge von ca. 200 m, eineBreite von 15–20 m und eine Höhe von ca. 1 m zeigt. Dieseache „milere“ Struktur setzt sich auf stormarner Gebietweiter fort. Im Bereich des Hauptrückens wurden in zweiBohrungen unter einem Geschiebedecksand (westlicherTeil) bzw. einem ca. 1,5 m mächtigen Geschiebelehm ca.5,0 m bzw. 5,5 m mächtige Kiessande erbohrt (Abb. 6). DieseSande und Kiese sind nur oberächennah entkalkt (ca. 2,6 m

u. GOK). Das Liegende der Kiessande in beiden Bohrungenwird durch Geschiebelehm und -mergel gebildet.Die ursprüngliche Fortsetzung des großen Kiesrückens

von der lauenburgischen auf die westlich gelegene stor-marner Seite ist unklar (ursprüngliche Länge bis zu ca.700 m), da die Struktur hier vollständig durch den Kiesab-bau abgetragen worden ist. Nach der preußischen topogra-phischen Karte düre er etwas acher als seine inzwischenabgetragene, östliche Fortsetzung gewesen sein. Ggf. könn-ten hier genauere geologische und geophysikalische Un-tersuchungen der verbleibenden Sedimentschichten an derAbbausohle zu einer Klärung ühren, die jedoch späterenUntersuchungen vorbehalten bleiben müssen. Vermutlichwaren Teile des westlichen Esker-Teiles ebenfalls mit Tillbedeckt.

Auf Stormarner Seite sind insgesamt drei parallele Rü-ckenstrukturen erkennbar. Dabei ist eine Abnahme derGröße von Nord nach Süd feststellbar. Die breite Haupt-struktur, die auf Lauenburger Seite stehen geblieben ist,ist hier vollständig abgetragen, zumindest die übertägi-gen Teile. Die Fortsetzung der südlich gelegenen, „mile-ren“ Struktur hat eine Länge von ca. 300 m, eine Höhe von3 bis 4 m und eine Breite von ca. 25–30 m. Hierbei sinddie nördlichen Teile und auch die Flankenbereiche durchSandgewinnung gestört. Westlich düre sich dieser Rücken

noch weiter nach Westen fortgesetzt haben, der ungeähreVerlauf ist auch nach dem Kiesabbau noch zu erkennen.Wiederum durch eine kleine Niederung getrennt verläusüdlich ein weiterer Rücken. Dieser setzt ungeähr an der




Abb. 3: Haupteisrandlagen vor dem Hintergrund des Digitalen Geländemodells (Landesvermessungsamt SH); mit Umrandung des

engeren Untersuungsgebietes.

Fig. 3: Main ice marginal position on digital terrain model (Landesvermessungsamt SH) with contour o closer investigation area.

Abb. 4: Esker-Kames-System mit Teilbereien A, B und C; Bohrungen, Lage des Proflsnies, Abbauäen und Auüllung (TK25).

Fig. 4: Esker-Kames-structure with parts A, B and C; position o drillings, cross section , excavation sites and dump (TK25).




Kreisgrenze an, läu ebenfalls in West-Ost-Richtung undist ca. 150 m lang, ca. 1–2 m hoch und ca. 25–30 m breit.Dieser verhältnismäßig ache Rücken hat eine Länge vonca. 70 m und nicht die typische Wallform eines Eskers.

Am Südrand der Struktur „A“, ansetzend am östlichenEnde der gut erhaltenen Eskerstruktur und fortlaufend ander abgebauten Struktur, ndet sich eine parallele Rinnen-bildung, die heute an der Erdoberäche nicht mehr zu er-kennen ist (Fastebene), da sie mit Torfen verüllt ist. DieMudden werden mehr als 1,5 m mächtig, im Liegendenfolgt ein ca. 1 m mächtiger Beckenschlu.

(B) Zentrale lang gestrete VollformHierbei handelt es sich um einen breiten Kiesrücken, derüberlappend mit dem unter „A“ beschriebenen großen Rü-cken, aber ca. 100 m nach Norden versetzt beginnt, dann ca.400 m in West-Ost-Richtung verläu, um dann rechtwink-lig nach Süden abzuknicken. Nach weiteren ca. 400 mnbiegt er nach Südsüdost ab und endet hier nach ca. 400 m(Gesamtlänge ca. 1,2 km).

Während der erste Teil der zentralen Vollform recht-winklig zu der unterlagernden Eisrandlage orientiert ist,ist der letzte Teil parallel zu dieser bzw. zu einzelnen pa-rallelen Höhenrücken auf diesem angelegt (Abb. 4). Diezentrale Vollform ist weitgehend abgebaut worden. Stehengeblieben ist ein ca. 300 m langes Teilstück. Nach der altenpreußischen topographischen Karte von 1790 hae der sin-guläre Höhenrücken eine Höhe von bis zu mehr als 10 m.Er ist bis zu 150 m breit, zeigt im mileren Teil eine ArtEinschnürung, in diesem Bereich ist der Rücken nur ca.

80 m breit. Nach dem rechtwinkligen Abknicken nach Sü-den wird die Struktur unregelmäßiger, erreicht lokal eineBreite von mehr als 200 m. Hier wird mit mehr als +88 mNHN auch seine größte Höhe erreicht.

Die ehemaligen Kiesgewinnungsbereiche, die Sohle desAbbaus, stimmt in etwa mit der Basisäche der Strukturauf der Eisrandlage überein (Abbautiefe häug 5–8 m), zei-gen einen außergewöhnlich hohen Anteil an Blöcken undFindlingen. Selbst unter der Annahme, dass nach dem Krie-ge technisch bedingt größere Blöcke und Findlinge nichtgut verarbeitet werden konnten (z. B. durch Verwendungim Gartenbaubereich oder Zerkleinern durch Brecher), soist doch von einem sehr hohen Anteil der Grobfraktion(Kies bis Findlinge) auszugehen.

Auf eine parallel zum ehemaligen Höhenrücken verlau-fende Rinnenbildung wurde bereits oben eingegangen (vgl.Abschni „A“).

Am südlichen Ende des Strukturabschnies „B“ setzenbeiderseits des zentralen Kiesrückens zwei bis zu mehrals 5 m tief eingeschniene Abussrinnen ein, durch die

radialstrahlige Entwässerung der Schmelzwässer erfolgte(Abb. 7). Die tiefste Rinne verläu in Nord-Süd-Richtung,eine weitere deutliche Rinne in NNW-SSE-Richtung. NachSüdosten und Osten sind drei weitere kleinere Abschluss-bahnen vorhanden. Diese setzen sich im Abschni „C“ wei-ter fort (siehe dort).

(C) Kuppenförmige Bereie am Südost-Ende der Struktur

Die Folge schließt dann mit einer großen, lang gestreck-ten Kuppenlandschaen ab, die fast vollständig aus Fein-

Abb. 5: Digitales Geländemodell eines Teils der Struktur (Teile A und B).

Fig. 5: Digital terrain model o part o the structure (parts A and B).




sand besteht (Abb. 6). Dieser knapp 500 m lange Struktur-abschni ist durch den Kiesabbau nicht beeinträchtigt,vermutlich wegen der geringen Kiesanteile. Der Feinsanderreicht eine Mächtigkeit von fast 10 m, einschließlich ei-ner geringmächtigen Geschiebemergeleinschaltung, die alsFließ-Till gedeutet werden kann. Im Liegenden der Fein-sande sind mit verhältnismäßig direktem Übergang Ge-schiebelehme und -mergel vorhanden. Diese lang gestreck-te Kuppe, die den morphologischen Abschluss der Eisrand-lage zur östlich benachbarten Niederung der Schönau bil-det, verläu etwa in gleicher Orientierung wie der unter„B“ beschriebe Strukturteil, knickt jedoch nach Osten ab.

Die unter „B“ beschriebenen Abussrinnen (Abb. 7) set-zen sich weiter nach Südosten fort. Sie verlaufen westlichbzw. östlich parallel zum Bereich „C“. Eine weitere Abuss-bahn ist direkt westlich der Kames-Kuppe vorhanden. DieAbussrinnen verästeln sich teilweise weiter und reichenbis in die benachbarte ausgedehnte Hohlform hinein, diemit mächtigeren Schmelzwassersanden ächenha aufge-üllt ist.

4 Diskussion zur Entstehung der Struktur

Die beschriebene Struktur ist aus verschiedenen Sedimen-tations- und Erosionsformen zusammengesetzt, die als Tei-le eines Entwässerungssystems einer Gletscherzunge ent-standen. Trotz intensiven Kiesabbaus sind Teile der natür-lichen Morphologie gut erhalten.

Bei den parallelen Kiessand-Rücken (Strukturteil „A“)handelt es sich um parallele Esker. Der große Rücken istverhältnismäßig breit (Originalbreite vor Teilabbau ca.80 m). Er gehört damit zu den sehr großen Eskern Nord-

deutschlands, z.B. vergleichbar mit dem Esker von Wald-husen-Kücknitz. In Skandinavien sind bedeutend größere

Strukturen beschrieben worden. Die Till-Bedeckung desKiessandrückens zeigt, dass dieser Teil der Struktur un-ter dem Eis gebildet worden sein muss. Weiterhin sprichthierür auch die Bildung einer parallelen tieferen Rinneim Sinne A´ (1977) am Südrand dieses Strukturteils,die durch Strudelbildungen im Eistunnel zustande kommt(siehe Abschni 2). Speziell die parallelen acheren Es-ker-Strukturen legen eine subglaziäre Entstehung nahe.L (1979) beschreibt parallele Esker, die in Schwe-den verbreitet sind. Häug sind hierbei drei parallele Es-ker-Strukturen (T 1915, zitiert in L 1979).Dieses könnte nach L mit dem Einuss von Tot-eis zusammenhängen.

Bei der Zentralen Vollform (Strukturteil „B“) ist die In-ternstruktur aufgrund des erfolgten Abbaus nicht mehrsichtbar. Zeitzeugen oder eine Dokumentation der Abbau-bereiche (Photos usw.) liegen nicht vor, zumal der Abbaubereits lange zurück liegt. Der ache Abbau spricht gegendas ehemalige Vorhandensein einer Till-Decke, da die Ge-winnung von Sanden und Kiesen in diesem Fall nicht wirt-

schalich gewesen sein düre. Es könnte sich sowohl umeine Esker-, als auch um eine subaerische Spaltenüllunghandeln. Für eine Spaltenüllung sprechen die gegenüberder westlich gelegenen Esker-Struktur deutlich höhereAufragung, das Fehlen paralleler Voll- und Hohlformen(siehe oben) und die Häufung groben Materials. Der großeAnteil an Blöcken könnte ür eine Art Blockpackung spre-chen, also eine Ansammlung von Geröll, die die Schmelz-wässer in der Nähe des Gletschertores abgelagert haben.Für die subglaziäre Bildung als Esker spricht die Nachbar-scha zum westlich gelegenen Esker sowie die strukturpa-rallele Rinnenbildung.

Bei der südlichen Vollform (Strukturteil „C“) handelt essich um eine Kames-Bildung (Kames-Kuppen). Sie entstand

90

85

80

75

70

65

60

55

50

W SENEP

r o f i l k n i c k

ehem.

Abbauehem.

Abbau

ehem.

Abbau

ehem.

Oberfläche

W e g

W e g W

e g

K r e i s g r e n z e

m NHN

0 500 m

Sande, Kiese, lokal mit Blöcken (qw)

Till, lokal Beckenablagerungen,oberflächlich entkalkt (qw)

Entwurf: A. Grube 2010Graphik: M. Schirk 2010

P P'

Abb. 6: Proflsni längs des Esker-Kames-System. Die ursprünglie Morphologie wurde der preußisen topograph. Karte entnommen.

Fig. 6: Cross section along the esker-kames-structure. e original morphology was retained rom the prussion topographical map.




Abb. 7: Digitales Geländemodell des glaziären Abuss-Systems (DGM5, Landesvermessungsamtes Sleswig-Holstein).

Fig. 7: Digital terrain model o the glacial drainage system (DGM5, Landesvermessungsamt Sleswig-Holstein).

am Ende der Struktur. Vorstellbar ist, dass eine große Eis-spalte vor dem Gletscherrand bestand, bei der im zentra-len Strukturbereich das gröbere Material geschüet, unddas feinere Material am äußeren Rand sedimentiert wurde.Auch eine subglaziäre Genese kann nicht ausgeschlossenwerden. Der Übergang von Eskern und Spaltenüllungenin Kames oder Sanderächen ist eine nicht seltene Erschei-nung in Norddeutschland.

Das „Esker-Kames-System“ liegt als besondere geologi-sche Struktur auf einer großen Eisrandlage der Weichsel-Kaltzeit. Dieser ca. 2 km breite Höhenrücken verläu inNNE-SSW-Richtung etwa von Schiphorst nach Lütjensee.

Es bendet sich an einem Ansatzpunkt bzw. im Zwickel zueiner weiteren loben-örmigen Eisrandlage, die von Spren-ge aus in westsüdwestlicher Richtung nach Todendorf verläu, hier nach Nordnordwest umschwenkt und nachHammoor verläu. Weitere lobenörmige Eisrandlagen be-nden sich ca. 1,5 km südlich sowie nördlich bei Eichede.

Das Esker-Spaltenüllung-Kames-System ist im Randbe-reich eines Gletscherbereiches gebildet worden. Die Struk-

tur läu zentral über den Kamm der großen Eisrandlage.Dabei ist eine Verlaufsveränderung von einem Ost-West-Streichen im westlichen Teil zur einer Nordwest-Südost-Erstreckung im östlichen Teil vorhanden. Die Anlage der




Struktur hängt mit der Entwässerung der zugehörigenGletscherzunge zusammen. Aufgrund des Prolschnieskönnte ür den größten Teil der Struktur – die Basisä-che der kiesigen Bildungen ällt nach Westen hin ein – ei-ne Entwässerung von der großen Randlage (Schiphorst-Lütjensee) nach Westen, d.h. in das Beckeninnere hinein,angenommen werden. Andererseits zeigen die deutlichenEntwässerungsbahnen am östlichen Rand der Struktur so-wie die ächenhaen Schmelzwasserablagerungen in deröstlich gelegenen Niederung eine bevorzugte Schüungvon Schmelzwasser nach Osten an. Da in einer Deglazia-tionsphase verschiedene zeitlich gestaelte Phasen stage-funden haben können, ist die Beantwortung dieser Fragespäteren detaillierteren Untersuchungen vorbehalten.

Die Anlage einer Esker-Struktur auf einer Eisrandlageist grundsätzlich ungewöhnlich, da Esker vorwiegend inTunneltälern oder anderen Talformen vorkommen. Na-turgemäß müssen beim Niedertauen von Inlandeismassenaber auch höher gelegene Bereiche entwässert wordensein. Möglicherweise ist die Struktur im Forst Steinburg

durch die besonderen Verhältnisse, im Zwickel einer Glet-scherzunge und einer benachbarten hoch aufragenden Eis-randlage, besonders gestaltet. Nicht zuletzt die Vergesell-schaung mehrerer parallel angelegter Esker unterschied-licher Größe lässt die Struktur als seltene Bildung erschei-nen, die so in der wissenschalichen Literatur bisher nichtbeschrieben worden ist.

Das Vorhandensein derartiger Strukturen liefert Hin-weise auf die regionale Entwässerung in der letzten Ver-eisungsphasen einer Region. Damit werden neue Erkennt-nisse hinsichtlich der Vereisungsgeschichte möglich. Einegenauere Kartierung ist folglich wünschenswert.

Danksagung

Frau Carmen Schubert sowie die Herren Gaterman, Fokuhlund Bielfeld (alle Franzdor) genehmigten freundlicherwei-se die Durchührung von Rammkernsondierungen. Es istden Herren Herbert und Ewald Hack (†; Franzdor) zu ver-danken, dass vor einigen Jahrzehnten ein Teil des Eskersvom Abbau ausgespart wurde. Maike Schirk sei ür die Er-stellung des Prolschnies gedankt. Sven Lukas (London)danke ich ür die Korrektur des Abstracts, den Reviewernür konstruktive Hinweise.

5 Literatur

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ISSN 0424-7116

The Late Weichselian to Holocene succession of the Niedersee

(Rügen, Baltic Sea) – new results based on multi-proxy studies

Annette Kossler, Jaqueline Strahl

Abstract: e locality of the Niedersee, situated directly on the south-eastern cli line of the Jasmund Peninsula (Isle of Rügen, BalticSea), is a classical Late Glacial site. e small kele hole depression of the Niedersee reveals an excellent archive for palaeoen-vironmental and palaeoclimatic reconstructions. Here, a new research was performed which provides more detailed and preciseknowledge of the local development during the Last Glacial-Interglacial Transition, because especially the Weichselian LateGlacial is completely preserved here. Dating is based on pollenstratigraphy, AMS 14C-measurements, and the proof of theLaacher See Tephra (LST). e sedimentary record of the Niedersee, ranging from the Weichselian Pleniglacial to the Preboreal(~15,000–~10,000 cal. years BP), can mainly be traced back to small, shallow lacustrine environments, which were repeatedlyaected by uctuating water levels. is led subsequently to a hiatus within the sedimentary succession in the course of thePreboreal. Sedimentation ultimately continued during the Atlantic and ceased with the development of an alkaline fen. e

combined data of the rich pollen-, micro- and macrofossil record (e.g. ostracods, molluscs, plant remains, etc.) of the Niederseeprove to be an excellent tool to reveal the changing climate conditions and their inuence on the regional palaeoenvironments.

(Die weichselpleniglaziale bis holozäne Schichtenfolge des Niedersees (Rügen, Ostsee) – neue Ergebnisse durch Multi-proxy-Untersuchungen)

Kurzfassung: Eine klassische weichselspätglaziale Lokalität ist die kleine Toteishohlform des Niedersees, welche direkt an der südöstlichenKüste der Halbinsel Jasmund (Rügen, Ostsee) aufgeschlossen ist. Neue Studien wurden durchgeührt, bei denen sich die sedi-mentäre Abfolge des Niedersees als ein hervorragendes Archiv ür paläoökologische/-klimatische Rekonstruktionen erwies,wodurch detaillierte Aussagen zur regionalen Vegetationsgeschichte sowie zum regionalen Klima und Milieu während desWeichselspätglazials und auch teilweise ür das Holozäns möglich sind. Mit Hilfe der Pollenstratigraphie, AMS 14C-Datierungenund dem Nachweis der Laacher See Tephra konnte die sedimentäre Abfolge in die bestehende artärstratigraphie eingehängtwerden; als Besonderheit ist hier das quasi gesamte Weichselspätglazial vollständig aufgeschlossen. Die Sedimentation beginntschon im ausgehenden Weichselhochglazial und dauert zunächst bis zum Präboreal an (~15.000–~10.000 Jahre v. H.) und ist vorallem durch Ablagerungen eines kleinen, achen Sees charakterisiert. Änderungen im Wasserhaushalt ührten letztendlichwährend des Präboreals zu einem Hiatus. Eine letztmalige Vernässung des Standorts ührte im Atlantikum zur Entwicklung ei-

nes kalkigen Niedermoors. Die sich ergänzenden Analysen der verschiedenen und vielältigen Organismenreste des Niedersees(z. B. Pollen, Ostracoden, Mollusken, Makroreste von Panzen etc.), erlaubten in sehr detaillierter Weise Änderungen im Klimaund deren Auswirkungen auf das Habitat zu erfassen.

Keywords: Northern Germany, Rügen, Weiselian Late Glacial, pollen analyses, climate, multi-proxy studies

Addresses of authors: A. Kossler, Free University Berlin, Institute of Geological Sciences, Section Palaeontology, Malteserstr. 74–100, Haus D, 12249Berlin, Germany. J. Strahl, Geological Survey of Brandenburg (LBGR), Branch Geology, Inselstraße 26, 03046 Cobus, Germany.

1 Introduction

e coast line of the Jasmund Peninsula (Isle of Rügen, Bal-tic Sea) is a frequently visited location for geological ex-cursions oered by the public relations of the BiosphereReserve SE-Rügen. Especially the impressive scenery of the Cretaceous chalk cli is always of particular inter-est. But the south-eastern cli line of the Jasmund Penin-sula between Sassnitz and Mukran reveals another spe-cic geological feature, because several dierent depositsof the youngest Weichselian glaciation and the Holoceneare well-exposed here. An oen inspected excursion pointthere is the locality of the Niedersee, a classical Late Gla-cial site, which was already studied by BH(1937), K (1937), and S (1937).

e small depression of the Niedersee, which has a

diameter of approximately 40 m, can be traced back to akele hole just as the adjacent depressions of the CrednerSee, the Mukraner See, and the Hölle (see Fig. 1). Today,these kele holes have been cut o by the wave activity

of the Baltic Sea, which caused destructive coastal erosion.is coastal erosion oers an insight into the history of their development. e discovery of these kele holes situ-ated directly at the present cli line took place in the 1930s.At rst, C detected a depression of a former lake inthe upper part of the 15 m high cli wall in 1932, which waslater called Credner See according to its discoverer. en,also in 1932, T found the depression of the for-mer Mukran See at the cli wall slightly to the north and in1933, together with BH, the depression of the Niedersee. e laer is located between the former de-pressions listed above (Fig. 1). e German name Niederseewas derived from the low height of the cli at this point,which is only 4 m high.

In general, kele holes are typical and frequent mor-phological features of the glacial topography of Jasmund.

Embedded in the undulating ground moraine landscape,these small depressions exist here in great quantities.eir formation resulted from the glacial activity duringthe Pomeranian and Mecklenburg phases of the Weich-






Baltic Sea

Cape Arkona

Herthamoor

SassnitzHölle

NiederseeMukraner See

Mukran

Stralsund

GreifswaldBansin

Greifswalder Bodden

RUEGEN

USEDOM

JASMUND

Credner-See

0 10 20 km

N

Fig. 1: Location o the Niedersee and o the adjacent Mukran See, Hölle

(today both abraded), and Credner See at the cli line between Sassnitz and

Mukran, Peninsula Jasmund (Rügen).

Abb. 1: Lage des Niedersees und der Auslüsse Hölle, Mukraner See (beide

heute abradiert) und Credner See an der Küste zwisen Sassnitz und

Mukran, Halbinsel Jasmund.

selian Pleniglacial (qw 2/3 in K 1996, 2003). Keleholes were generated aer the dead ice melted and the re-sulting depressions were oen lled with water forming

small lakes without outlet, of which several still exist to-day. Subsequently, these small depressions like the above-mentioned are oen lled with limnic/telmatic sedimentsof the Weichselian Late Glacial and the Holocene (BH 1937; L, J K 1986; S K 1996).

First studies on the sedimentary record of these formerlakes were performed by BH (1937: pollenanalyses), S (1937: molluscs) and K (1937:diatoms). But especially concerning the Niedersee, no mod-ern studies about the history of this lake have been realisedand published since then. Originally, BH(1937) stated that the sediments of the Niedersee, the Cred-ner See, and the Mukran See have only a Holocene age (Pre-boreal to Atlantic). Although the sedimentary successionsof these three former lakes dier in thickness and sedimen-tary formation, they can be partially correlated due to theoccurrence of contemporaneous peat layers within theirsedimentary record. Based on modern pollen analyses, amore recent revision of the Credner See (L, J K 1986) has proven a signicantly older age reach-ing from the Weichselian Late Glacial (youngest AllerødInterstadial) until the Holocene (youngest Atlantic). eproof of the Laacher See Tephra (LST) within the sedimen-tary record of the Credner See (K 1996; D K et

al. 2008) additionally conrmed this revised stratigraphicrange. e LST was also found within the Niedersee re-cord by K (1996), which also indicates that the sedi-ments must be older than Holocene. Furthermore, in com-

parison with the sedimentary records of the Credner andMukran See, the distinctly thicker sedimentary successionof the Niedersee strongly suggests an earlier onset of sedi-mentation. To clarify the stratigraphic position of the Nie-dersee, new sections were excavated and documented byA S in 1986 (unpublished, see Fig. 2), butfurther studies were no longer conducted (S, pers.comm.). Nevertheless, it became evident that the Niederseereveals an excellent archive for palaeoenvironmental andpalaeoclimatic reconstructions that, moreover, will providesediments of pre-Allerød age. Now, based on multi-proxystudies (pollen, plant macro remains, ostracods, molluscs,etc.) a new research on two new sections of the Niedersee(Fig. 2) is presented here which allows for a more detailedand precise reconstruction of the development of regionalvegetation and environmental history during the Late Gla-cial and early Holocene.

2 Study site, materials and methods

e depression of the Niedersee (Fig. 1), once a small lake,is located directly at the present cli line (topographic map25: 1547, Binz, R: 46 04 078, H: 60 41 744). Whereas up tothe 1990s the out crop of the Niedersee was easily acces-sible and well-preserved, the centre of the depression isnow highly buried and rehydrated due to a drainage ditchof the neighbouring golf course. erefore, site inspectionand sampling was no longer possible in this part of the de-pression. Another problem consist of the increasing coastalerosions that have taken place in the last years, which haveyet abraded the deposits of the Mukran See, the Hölle and,unfortunately, parts of the Niedersee as well. For these rea-

sons, in May 2006 the two new sections could only be exca-vated at the still accessible southern and northern marginsof the Niedersee depression. To correlate the new sectionswith the older ones from 1933 (BH 1937)and 1986 (A S, unpublished), the top of theyoungest peat horizon (Holocene, Atlantic) was used (seeFig. 2).

To obtain the samples for pollen analyses, u-shaped me-tallic proles (100 cm length/10 cm breadth/5 cm depth)were pressed into the sediments. is was done verticallyto the bedding to maintain sediment cores. Consequently,three successive sediment cores with sucient overlapswere taken from the southern margin of the Niedersee de-pression and later combined to a 2.09 m long sediment re-cord. e obtained sediment record was used for detailedsediment descriptions and subsequently sub-sampled forpollen analyses. Sampling was regularly carried out everyve centimetre; sampling density was sometimes adaptedto the sedimentary features. A total of 45 samples (eachof approx. 1 cm3 sediment) were taken from the sedimentcores (see Fig. 3). In contrast, the sedimentary successionof the 2.35 m thick northern section (Fig. 2) was directlysampled in the eld every 25 cm.

e preparation of the pollen samples was performed inthe pollen laboratory of the State Laboratory Berlin-Bran-

denburg (LLBB) in Kleinmachnow. Samples were treatedwith HCl, KOH, acetolysis und ultrasonic sieving (6 µm)to receive liquid preparations (suspensions). For recogniz-ing siliceous materials like diatoms or for identifying the




0,0

1,0

2,0

3,0

4,0

LST

11 363 +/- 45 BP(13 179 - 13 295 cal BP)

12 387 +/- 51 BP(14 151 - 14 586 cal BP)

27.05.2006

southern margin

ÄA/JA or younger

palynostratigraphy

palynostratigraphy

palynostratigraphy

PB

JD

AL

ÄD

PB?

BÖ

ÄÄD

MEI

WP

lake centre

autumn 1933

ÄA/JA

B

PB

JD

AL

ÄD

30.09.1986

30.09.1986

27.05.2006

ÄA/JAoryounger

( m )

northern margin

?

cla e or anic, nutrient-rich silt

fen peat

sandy fen peat gravel

sandy stonesgravel,

till

colluvial accumulations/deposits

sandy lenses

molluscs

wood

soil flow

plant remains

partly calcareous, organic silt

clayey organic silt

squeezed organic silt

WP

MEI

ÄÄD

BÖ

ÄD

AL

JD

PB

B

ÄA/JA

= Weichselian Pleniglacial

= Meiendorf Interstadial

= Oldest Dryas

= Bølling Interstadial

= Older Dryas

= Allerød Interstadial

= Younger Dryas

= Preboreal

= Boreal

= Older/Younger Atlantic

calcareous, organic silt/mud

lake marl/meadow chalk

organic silt

fine sandy, gravelly silt

fine sand silt, stones

clayey stonessilt,

clayey silt

Fig. 2: Sections rom the southern margin, rom the centre and rom the northern margin o the Niedersee depression showing stratigraphic ranges and sedimentology. e section o 1933 (BH 1937) is here presented in a revised and

modifed version. e top o the uppermost en peat horizon (ÄA/JA, Atlantic) is used to correlate the dierent sections.

Abb. 2: Zusammenstellung der aus dem Niedersee augenommenen und z. T. paläontologis bearbeiteten Profle vom

Herbst 1933 (BH 1937, Pollenstratigraphie aktualisiert), vom 30.09.1986 (A & S 1986, unpubl.)

sowie vom 27.05.2006. Die Oberkante des jüngsten Niedermoortors (ÄA/JA, Atlantikum) dient hier als Bezugshorizont.




Laacher See Tephra (LST) no routine treatment with HF(40 %) was carried out.Generally, a sum of up to 400 pollen grains was counted.e results are presented in percentage terms, in which theratio arboreal pollen (AP) to non-arboreal pollen (NAP)corresponds to the basic sum of 100 % (Σ (AP + NAP) =100 %). e pollen, spores and cysts of local componentslike aquatic plants, marsh plants, ferns, moss, algae as wellas reworked pre-aternary sporomorphs are excludedfrom this basic sum, with the exception of the Cyperaceae.Nonetheless, like the individual AP and NAP records theseproofs are applied to the basis sum as well. e results of pollen analyses are shown in a conventional pollen dia-gram (Fig. 3). Curves are exaggerated tenfold for makingvalues below 1 % visible. Rare ndings of taxa are not illus-trated within the pollen diagram, but will be partly men-tioned in chapter 3.

For extracting further macro- and microfossils (e.g. os-tracods, molluscs, plant macro remains etc.) from the sedi-ments, additional sediment samples were taken parallel to

the pollen sampling. In contrast to the dense pollen sam-pling, only 21 samples (M1 up to M21, see Fig. 3) of approx.1 kg weight have been removed from the southern marginof the Niedersee depression, because greater amounts of material are generally necessary to receive enough macro-fossil remains. In general, sampling followed the changesin sedimentology. Correlation of samples is illustrated inFig. 3. Preparation of these samples was carried out at thepalaeontological laboratory of the Institute of Geologi-cal Sciences of the Free University Berlin. Samples weredried and then treated with 3,5 % hydrogen peroxide for24 hours, suspended in water and washed through 1 mm,

500 µm, 250 µm and 125 µm sieves. Fossil remains within theresidues were picked out, sorted and identied using a Lei-ca S6E and a Zeiss Axiostar plus microscope. Head capsulesof chironomids, which are preserved in sediments of theYounger Dryas and the Preboreal (Fig. 7), were mounted ona microscope slide in Euparal.

For documentation selected specimen were mounted onstubs, spuered with gold and examined with the aid of a Zeiss Supra 40 VP scanning electron microscope (SEM).

Two radiocarbon measurements were obtained fromterrestrial plant remains. AMS 14C-dating were performedat the Leibniz Radiocarbon Laboratory in Kiel (KIA 33255,sample M1; KIA 33256, sample M9).

Except if otherwise noted, the presented results in chap-ter 3 apply to the section from the southern margin of theNiedersee depression.

3 Results, discussion and interpretation

e data from the sedimentary record of the southern mar-gin of the Niedersee document an early initiation of thelimnic sedimentation. Over relocated moraine deposits,sedimentation starts with sandy and gravely silts (Fig. 2).e rst traceable pollen record is proven from these sedi-ments and its onset is here dened as base line of the sec-

tion (Fig. 2, 3). Based on the pollen spectra composition,nine pollen zones could be recognized, which, in combina-tion with other proxy data and AMS 14C-dating, allow forwell-founded age determination. e chronology used here

corresponds to the stratigraphical classication that is em-ployed for Mecklenburg-West Pomerania (M 2004),Berlin/Brandenburg (S 2005) and Northern Germany(L et al. 2007) as well. But it is contrary to the strati-graphical subdivision of the Mecklenburg-West Pomerani-an Late Glacial deposits stated in T et al. (2004).For detailed discussions and an evaluation of this deviantclassication, and further debatable information, e.g. thecorrelation with the Greenland NGRIP ice-core (Jet al. 1997; B et al. 1998) in G K(2001), see the comments to the pre-Allerød developmentof sedimentary processes and vegetation in S (2005).

3.1 Development of the Niedersee during the LastTermination and the Holocene

3.1.1 Pleistocene

3.1.1.1 Section interval 0–0.33 m: Termination ofWeichselian Pleniglacial

e lowermost section interval is characterized by layersof greyish ne sandy, gravely silts, which are overlain bybluish-grey organic silts. Sediments are partly calcareous.Mollusc shells, plant remains and lile enrichments of hu-mus are partly visible.

e pollen record of the lowest part of the Niederseesection (0–0.3 m of section) is aributed to the rst pollenzone (= WP in Fig. 3, Weichselian Pleniglacial). It showshigh percentages of grasses and herbaceous taxa (Fig. 3),mainly consisting of sedges (Cyperaceae), true grasses(Poaceae), mugwort (Artemisia) and plantain (Plantago) .

Subordinated occur yarrow (Aillea) , bedstraw (Galium) ,meadow-rue (alictrum) , sunrose (Helianthemum) , wil-lowherb (Epilobium) , breakstone (Saxiraga) , crowberry(Empetrum) , sorrel (Rumex) , thri (Armeria) , heather (Eri-caceae p.p., Calluna) , and pollen of Rosaceae, Umbellife-reae, Gentianaceae, Caryophyllaceae, Asteraceae (Tubuli-orae, Liguliorae) and Chenopodiaceae. Arboreal pollenare mainly dominated by pine (Pinus) , but these pollenstem most likely from reworked material of older ater-nary or pre-aternary deposits. is applies especiallyto the pollen of warm and temperate woody taxa suchas hazel (Corylus) , elm (Ulmus) , oak (Qercus) , alder (Al- nus) and hornbeam (Carpinus) as well. High percentagesof reworked pre-aternary sporomorphs in this part of the diagram support this interpretation. In contrast, thepollen of birch, especially of dwarf birch (Betula nana) , of dwarf willow (Salix spp.) , and, in lower quantities, of sea-buckthorn (Hippophaë rhamnoides) and juniper (Juniperus) are most likely of autochthonous origin. Pteridophytes areproven by horsetail (Equisetum) , moonwort (Botryium) ,and spike moss (Selaginella selaginoides) , whereas the highpercentages of monolete spores of ferns (up to 36 %) can al-so be traced back to reworked material, because their max-imum correlates with the peak of pre-aternary sporo-morphs. Further marsh and aquatic plants, which are likely

to belong to the local vegetation, are rarely represented bypollen of bog star (Parnassia palustris) , pondweed (Pota- mogeton) , spiked water-milfoil (Myriophyllum spicatum) ,greater reed mace (Typha latiolia) , reed mace/bur reed




+

+

+

+

+ + +

+ +

+

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2 ,

1 0

s a m p l e s m i c r o - a n d m a c r o f o s s i l s

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i a g r a m o t h e s e c t i o n r o m t h e s o u t h e r n m a r g i n o t h e N i e d e r s e e d e p r e s s i o n ( s e l e c t e d t a x a ; b a s i s s u m a r b o r e a l p o l l e n a n d n o n - a r b o r e a l p o l l e n

= A P a n d N A P = 1 0 0 % ; + = e x c l u d e d r o m b a s i s s u m ) . C o r r e l a t i o n o t h e

s a m p l e s M 1 –

M 2 1 ( m i c r o - / m a c r o r e m a i n s o o r g a n i s m s ) w i t h

t h e p o l l e n r e c o r d i s s h o w n o n t h e l e s i d e o t h

e f g u r e . * e 6 t h p o l l e n z o n e A L , w h i i s a r i b u t e d t o t h e A l l e r ø d I n t e r s t a d i a l , i s s u b d i v i d e d

i n t o o u r s u b z o n e s ; t h e

L a a e r S e e T e p h r a ( L S T , r e d l i n e ) m a r k s t h e t r a n s i t i o n b e t w e e n s u b z o n e s 3 a n d 4 . C a l i b r a t e d A M S 1 4 C - d a t e s a r e s h o w n o n t h e l e s i d e o t h e f g u r e : * * O n e S i g m a R a n g e , 6 8 . 2 % p r o b a b i l i t y ; * * * T w o S i g m a R a n g e , 9 5 . 4 % p r o b a b i l i t y .

A b b . 3 : P o l l e n d i a g r a m m ü r d a s P r o f l S ü d a n k e N i e d e r s e e ( a u s g e w ä h l t e T a x a , G r u n d s u m m e = B a u m p o l l e n

( B P ) u n d N i t b a u m p o l l e n ( N B P ) , + = v o n d e r G r u n d s u m m e a u s g e n o m m e n ) . D i e K o r r e l a t i o n d

e r P r o b e n M 1 – M 2 1

( M i k r o - / M a k r o r e s t e ) m i t d e n P o l l e n p r o b e n i s t a m l i n k e n R a n d

d e r A b b i l d u n g d a r g e s t e l l t . * D i e P o l l e n z o n e A L

, w e l e d e m A l l e r ø d I n t e r s t a d i a l e n t s p r i t , w i r d i n v i e r S u b z o n e n u n t e r t e i l t ; d i e L a a e r S e e T e p h r a ( L S T , r o t e L i n i e )

m a r k i e r t d i e G

r e n z e z w i s e n 3 . u n d 4 . S u b z o n e . K a l i b r i e r t e A

M S 1 4 C - D a t e n a m l i n k e n R a n d d e r A b b i l d u n g : * * O n e S i g m a R a n g e , 6 8 . 2 % W a h r s e i n l i k e i t ; * * * T w o S i g m a R a n g e , 9 5 . 4 % W a h r s e i n l i k

e i t .




(pollen of Typha-Sparganium-type) and idioblasts of waterlilies (Nymphaeaceae). Evidence of green algae, dominatedby the two taxa Pediastrum kawraiskyi and Pediastrum boryanum, and rests of planarians (Turbellaria) are also docu-mented through the pollen analyses.

e sample M1 (0.1–0.3 m over base line, Fig. 3) provid-

ed several macrofossils of terrestrial, lioral and aquaticplants. Particularly frequent are the bud scales of the dwarf willows (Salix spp., Fig. 4). It seems that these shrubby dwarf willows were the dominant woody plants in the vicinityof the Niedersee. e dwarf birch Betula nana is only re-corded by one nutlet suggesting that this taxon was appar-ently not frequent in the proximate surroundings, and thatits preferred habitats were seemingly located farther away.But the recorded macrofossil supports the assumption thatthe small pollen type from this taxon, which here is provenin greater quantities, is of autochthonous origin. Seeds of rush (Juncus castaneus, Juncus spp., Fig. 4) and sedges (Car- ex spp.) are further dominant components. e frequentoccurrences of Carex and Juncus seeds correlate well to thehigh percentages of this pollen type within the pollen dia-gram indicating that the lake was presumably surroundedby the Cyperaceae/Juncaceae and that these taxa can beclearly regarded as a local and contemporaneous constitu-ent of vegetation. Seeds of spike rush (Eleoaris palustris) and red fescue (Festuca rubra) are proven by single records.Aquatic plants are documented through several fruitstonesof the slender-leaved pondweed (Potamogeton fliormis ,Fig. 4). e presence of stoneworts is given by one gyrogo-nite of the Charales, but the rare ndings indicate a poorselement during the initial phase of the Niedersee. e

lacking evidence for Myriophyllum spicatum, Typha latiolia, and Nymphaeaceae through macro remains indicatesthat the recorded pollen/idioblasts of these taxa also stemmost likely from reworked material.

Ostracods are only proven by one valve of Cyclocypris ovum and few specimens of Candona candida (Tab. 1).e mollusc fauna shows also low abundances and diver-sity in species. Gastropods are only documented by someshells of Stagnicola sp. and Radix balthica (Tab. 1). Bivalvesare only represented by few juvenile specimens of peamussels (Pisidium spp.).

e data indicate that aer the retreat of the ice sheetof the Mecklenburg phase (~ 17,000 to 15,000 cal. years BP,comp. L et al. 2007) an early colonization of the vicinityof the Niedersee and of the lake itself took place, which isdocumented by several micro and macro remains of biota.An AMS 14C-dating, which was performed on plant ma-terial from terrestrial dwarf willows from the lowermostlake sediments (sample M1, KIA 33255), conrmed the as-sumption of an early colonization. Nevertheless, the datecalibrated to IntCal09 (R et al. 2009) covers a broadtime interval ranging from 14,151–14,587 cal. BP (One Sig-ma Range, 68.2 % probability) and 14,090–14,933 cal. BP(Two Sigma Range, 95.4 % probability) respectively, which

is aributed to a plateau of the calibration curve in thistime. e broad time range does not allow for an accurateage determination, the sample can be assigned both to theend of the Weichselian Pleniglacial and to the Meiendorf Interstadial of the Weichselian Late Glacial, whose onsetin Northern Germany is dened at 14,450 varve years BP(comp. L S 1999; L et al. 2007).

But due to the pollen and macrofossil record that re-ects subarctic conditions and which is comparable to oth-er Weichselian Pleniglacial records in Northern Germany(S 2005; K et al. 2006; K 2010), the low-ermost section interval is considered as still belonging to

the Weichselian Pleniglacial. Evidence for summer temper-atures are given by the presence of the dwarf birch B. nana,which requires a mean July temperature of at least 7 °(I B 1999). With the calcareous soils pre-ferring Juncus castaneus a distinctive plant of the subarctictundra is proven, which seems to be typical for the Weich-selian Pleniglacial of Northern Germany (K et al.2006; K 2010). It is a typical pioneer plant of wet andimmature soils (C K 1981; K 2002).First development of a sedge/horsetail reed at the edgesof the Niedersee is indicated by the frequent occurrencesof seeds/pollen of Cyperaceae and spores of Equisetum. Ingeneral, the composition of the pollen record and the mac-ro remains of terrestrial plants suggest the predominanceof tundra-steppe communities with subordinately occur-ring woody taxa. Such vegetative ecotypes indicate gen-erally cold, harsh and unstable climatic conditions, whichaected the aquatic habitats as well.

Abundances and diversity of aquatic biota are low, whichreects nutrient poor and cold condition during the initialphase of the Niedersee. Moreover, during the long win-ter time the shallow Niedersee was most probably frozensolid avoiding the colonization with stable communities.e occurring Potamogeton fliormis is characteristic forcold-oligotrophic, hard water lakes and well-known from

other Weichselian Pleniglacial sites (K et al. 2006;K 2010). According to K (1980), a mean Julytemperature of at least 8 ° is necessary for the occurrenceof this circumpolar pondweed. Only few valves of ostra-

Fig. 4: Selected plant macro remains. 1. Seed o Juncus castaneus, sample

M1. 2. Seed o Juncus sp., sample M1. 3. Oospore o Charales, sample M2. 4.

Megaspore o Selaginella selaginoides, sample M8. 5. Bud scale o Salix sp.,

sample M2. 6. Fruitstone o Potamogeton fliormis, sample M2. 200 µm scale

or Fig. 1-4; 500 µm scale or Fig. 5, 6.

Abb. 4: Ausgewählte Makroreste von Panzen. 1. Same von Juncus cas-

taneus, Probe M1; 2. Same von Juncus sp., Probe M1; 3. Oospore der Charales,Probe M2; 4. Megaspore von Selaginella selaginoides, Probe M8; 5. Knospen-

suppe von Salix sp., Probe M2; 6. Steinkern von Potamogeton fliormis,

Probe M2. 200 µm Maßstab ür Fig. 1-4; 500 µm Maßstab ür Fig. 5, 6.




Tab. 1: Occurrence o the molluscs (*with the exception o the Succineidae only aquatic taxa) and ostracods within the sedimentary record o the Niedersee,

samples M1–M21. Samples are correlated with their stratigraphic classifcation.

Tab. 1: Naweis von Ostracoden und Mollusken (*mit Ausnahme der Succineidae aussließli aquatise Taxa) in den Proben aus dem Profl Südanke

Niedersee.

cods and molluscs are proven. e most frequently foundostracod C. candida is a well-known taxon from Weich-selian Pleni- and Late Glacial deposits (e.g. M 1967;F V 2004; K et al. 2006; F,

K V 2010; K 2010). Today it is alsoa widespread and frequent ostracod in arctic lakes (A1916). It can occur in a wide temperature range, but it hasits optimum at 7.2 ° water temperature (V 2006).

M 1 = W P

M 2 =

M E I

M 3 =

M E I

M 4 =

M e i

M 5 =

Ä Ä D

M 6 =

Ä Ä D

M 7 =

B Ö / Ä D

M 8 =

Ä D

M 9 =

A L

M 1 0 = A L

M 1 1 = A L

M 1 2 = J D

M 1 3 = J D

M 1 4 = J D

M 1 5 = J D

M 1 6 = J D

M 1 7 = P B

M 1 8 = P B

M 1 9 = P B

M 2 0 = Ä A / J A

M 2 1 = Ä A / J A

a q u

a t i c g a s t r o p o d s *

Radix balthica x x x x x x x x x x x x x

Lymnaea stagnalis x x x x x

x x x x x x x

Galba truncatula x

Myxas glutinosa x x x

Acroloxus lacustris x x x

x x x x x x

Valvata cristata x x x x x x

Gyraulus (A.) crista x x x x x x

Gyraulus laevis x x x x x

Hippeutis complanatus x x x x

Anisus vortex x x x

Anisus leucostoma x

Bathyomphalus contortus x x

Segmentina nitida x

Aplexa hypnorum x

Succineidae indet. x x x

b i v a l v e s

Sphaerium corneum x x x x x

Pisidium casertanum x x x x x x x x x x

Pisidium hibernicum x x x x

Pisidium lilljeborgi x x x x x

Pisidium nitidum x x x x x x x x x x

Pisidium milium x x x x x x x x x x

Pisidium obtusale x

x x x x x x

Pisidium pulchellumx x

Pisidium subtruncatum x x x x x

o s t r a c o d s

Candona candida x x x x x x x x x x x x x x x

x x x x x x

Pseudocandona sucki x

Fabaeformiscandona protzi x x x

Cypria ophthalmica x x x

Cyclocypris serena x x x

Cyclocypris laevis x x x

Cyclocypris ovum x x x x x x x x x x x x x

x x

x x x x x

Ilyocypris bradyi x x

Notodromas monacha x x x

Cyprois marginata x x x x x

Cypris pubera x x x x x x

Eucypris dulcifons x x x x x

Eucypris pigra x

Cryptocandona vavrai x

Herpetocypris reptans x x x x x x x x

Heterocypris incongruens x x x x x x

Cypridopsis vidua x x x x x x x x x

Potamocypris arcuata x x x x x x

Potamocypris villosa x x x x x x ?x x x x

Limnocythere inopinata x x x x x x

Molluscs and ostracods from

the Niedersee section

Stagnicola indet.

Valvata aff. alpestris

P. obtusale f. lapponicum

Pseudocandona compressa-gr.

Ilyocypris indet.Ilyocypris cf. getica




e gastropod R. balthica can be regarded as pioneer taxonappearing directly in water bodies aer the retreat of theglaciers (Ø 1990; K et al. 2006).

For this section interval a mean July temperature of atleast 7–8 ° can be reconstructed, which indicates subarcticclimatic conditions at this time. e climatic reconstructionsupports the assumption that the pollen of arboreal (e.g.Corylus, Carpinus ) and non-arboreal taxa, which preferwarmer conditions (e.g. Typha latiolia, which according toI B (1999) requires a mean July temperatureof at least 13 °), stem from older reworked material.

3.1.1.2 Section interval 0.33–0.6 m: MeiendorfInterstadial

e sedimentary succession of this section interval is char-acterized by greyish-white calcareous organic silts, whichare partially rich in molluscs. Oxygenized spots, whichoccur all over, are typical. A specic sedimentary featurecan be observed between 0.33–0.49 m, here the bluish-grey

silts of the Weichselian Pleniglacial are squeezed into theyounger calcareous organic silts due to processes of gravity.

e pollen record of this section interval rstly resem-bles the previous one and is therefore not very expressive.Changes within the pollen record indicating the climaticwarming of the Meiendorf Interstadial, the rst time inter-val of the Weichselian Late Glacial (14,450 to 13,800 varveyears BP, comp. L et al. 2007), are only documented be-tween 0.5–0.6 m of section. e pollen diagram shows inthis part (2nd pollen zone = MEI in Fig. 3) a slight increaseof Betula, the onset of a continuous Hippophaë/Salix -graphand decreasing values of reworked Pinus and pre-a-

ternary sporomorphs (Fig. 3). In general, the herbaceoustaxa, particularly Artemisia and Plantago (< 1%), are aect-ed by a distinct decline as well. In contrast, the local ora isstill dominated by Cyperaceae and Equisetum, which pol-len/spores record covers the arboreal pollen record simu-lating subordinated values of the woody taxa. Comparedto the plant pollen record, the green algae demonstratethat this organism group clearly reacts earlier than theterrestrial plants. With the onset of the sedimentation of calcareous organic silts from 0.33 m onward, the two taxaPediastrum kawraiskyi and Pediastrum boryanum show adistinct decline in abundances. is applies to the remainsof planarians (Turbellaria) as well.

e onset of the climatic amelioration is document-ed somewhat earlier by the plant macro remains than bythe pollen record. e record of plant remains from thesample M2 (0.3–0.4 m), M3 (0.4–0.5 m), and M4 (0.5–0.6m) indicate remarkable changes in the vicinity of the Nie-dersee. Whereas bud scales of dwarf willow and Juncus/ Carex -seeds were frequent in the lowermost layers of theNiedersee section (see 3.1.1.1, sample M1 of WeichselianPleniglacial), there are only few proofs for dwarf willowsand for seeds of Juncus/Carex in the following samples M2,M3 and M4. Now, plant remains are mainly composed of seeds of Eleoaris palustris and indeterminable plant de-

bris. e frequent seeds of E. palustris indicate the devel-opment of a spike rush reed at the edges of the Niedersee.Several fruitstones of Potamogeton fliormis (Fig. 4) docu-ment rstly the continuing dominance of this pondweed

within the aquatic ora, but increasing number of oospores(Fig. 4) and gyrogonites of stoneworts reect the expansionof this organism group as well. en, with the sample M3,a distinct shi from a Potamogeton-lake to a Chara-lake isrecognisable. Now, numerous gyrogonites dominate overinfrequent fruitstones of P. fliormis . is shi to a Chara-lake is also reected in the sediments, because these arenow mainly composed of calcareous particles of the stone-worts, which indicate a dense colonization of the lake bot-tom by this organism group.

e sample M2 (0.3–0.4 m) provided an ostracod fauna,which is characterized by a distinctly increased diversityand great abundances as well (Tab. 1). Beside the alreadyproven C. candida and C. ovum, Heterocypris incongruens,Ilyocypris cf. getica, Cyprois marginata, Cypris pubera, Pota- mocypris villosa, Potamocypris arcuata and Eucypris dulcions appear for the rst time (Fig. 5). e migration of Cyp- ridopsis vidua and Herpetocypris reptans into the habitat isproven with a delay in time. e former appears in sampleM3 and the laer in sample M4 for the rst time.

Within this section interval, the diversity and the abun-dances of the mollusc fauna increased remarkably (Tab. 1).Although the gastropod fauna of sample M2, M3 and M4 isstill characterized by a low diversity, the abundances aredistinctly higher. e dominating taxon within the gastro-pod fauna is clearly Radix balthica, but sample M3 shows aslight increase in abundances of Stagnicola sp. In contrast,the bivalve fauna is characterized by an increase both in di-versity and in abundances. Whereas in sample M2 the peamussels are rstly represented by several shells of Pisidiummilium and Pisidium lilljeborgi , the pea mussels P. nitidum,P. obtusale . lapponicum and P. casertanum appear addi-

tionally within the habitat (sample M3 and M4).e present data show that the amelioration of the cli-mate, which indicates the onset of the Meiendorf Intersta-dial, is rather revealed through the aquatic organisms andmacro remains of plants than through the pollen record.is phenomenon could be oen observed from dier-ent sites in northern Germany (e.g. S 2005; K2010) and this applies here for the onset of the Meiendorf Interstadial as well. Although the resolution of sample M2does not allow for determining the exact position of theboundary Weichselian Pleniglacial/Meiendorf Interstadial,it is most likely that the onset of the climatic ameliora-tion is reected in the sediments from 0.33 m onward (seeFig. 2, 3), if the changes in sedimentation and the decline inthe planktonic green algae as well as planarians are takeninto account.

e climatic amelioration led to a remarkable increase indiversity and abundance, which is especially documentedwithin the aquatic biota. Nevertheless, the developmentof a spike rush reed at the edges of the Niedersee giveevidence for rising summer temperatures. According toK (1980), a mean July temperature of at least 10 °is necessary for the successful expansion of E. palustris.

Related to the climatic amelioration, particularly thestoneworts, ostracods and bivalves show that the Nieder-

see developed into a stable and suitable habitat for theseorganisms. Whereas C. candida and Eucypris dulcions are cold condition preferring ostracods that are provenfrom several Weichselian Pleniglacial and Late Glacial




Fig. 5: Selected ostracods rom the Niedersee section. 1. – 2. Heterocypris

incongruens, sample M2: 1. right valve, 2. internal view o a right valve. 3.Candona candida, sample M2: internal view o a le valve. 4. – 5. Eucypris

dulcions, sample M2: 4. le valve, 5. internal view o a right valve. 6. – 8.

Eucypris pigra, sample M21: 6. right valve, 7. internal view o a le valve,

8. internal view o a right valve. 9. Cypris pubera, sample M2: juvenile le

valve. 10. Cypridopsis vidua, sample M3: right valve. 11. Limnocythere

inopinata, sample M17: right valve. 12. Potamocypris arcuata, sample M2:

right valve, surace doed with spots. 13. Potamocypris villosa, sample M2:

carapace in lateral view, view on the le valve, surace smoth. 14. – 15.

Fabaeormiscandona protzi; sample M17: 14. right valve o a male with a

distinct expansion in the mouth region, 15. internal view o a right valve, 16.

right valve o a emale without distinct expansion in the mouth region. 17.

Herpetocypris reptans, sample M4: internal view o a right valve. 18. Ilyo-

cypris c. getica, sample M2: right valve. 19. – 20. Cryptocandona vavrai,

sample M21: 19. le valve, 20. internal view o a le valve. 21. Cyclocypris ovum, sample M2: le valve. 22. Notodromas monaa, sample M17: le

valve. 23. – 24. Pseudocandona compressa-Gruppe, sample M17: 23. le

valve, 24. right valve. 25. – 26. Pseudocandona sui, sample M21: 25. le

valve, 26. right valve. Scale or all fgures.

Abb. 5: Ausgewählte Ostracoden aus dem Profl Südanke Niedersee. 1. – 2.

Heterocypris incongruens, Probe M2: 1. rete Klappe, 2. Innenansit einer

reten Klappe. 3. Candona candida, Probe M2: Innenansit einer linken

Klappe. 4. – 5., Eucypris dulcions, Probe M2: 4. linke Klappe, 5. Innenan-

sit einer reten Klappe. 6. – 8. Eucypris pigra, Probe M21: 6. rete Klap-

pe, 7. Innenansit einer linken Klappe, 8. Innenansit einer reten Klap-

pe. 9. Cypris pubera, Probe M2: juvenile linke Klappe. 10. Cypridopsis vidua,

Probe M3: rete Klappe. 11. Limnocythere inopinata, Probe M17: rete

Klappe. 12. Potamocypris arcuata, Probe M2: rete Klappe, Oberäe mit

Grüben. 13. Potamocypris villosa, Probe M2: doppelklappiges Exemplar,Oberäe gla. 14. – 15. Fabaeormiscandona protzi; Probe M17: 14. rete

Klappe eines männlien Exemplars mit arakteristiser Wölbung am

unteren Rand der Klappe im Berei der Mundregion, 15. Innenansit einer

reten Klappe, 16. rete Klappe eines weiblien Exemplars ohne Wölbung

am unteren Rand der Klappe im Berei der Mundregion. 17. Herpetocypris

reptans, Probe M4: Innenansit einer reten Klappe. 18. Ilyocypris c.

getica, Probe M2: rete Klappe. 19. – 20. Cryptocandona vavrai, Probe

M21: 19. linke Klappe, 20. Innenansit einer linken Klappe. 21. Cyclocypris

ovum, Probe M2: linke Klappe. 22. Notodromas monaa, M17: linke Klap-

pe. 23. – 24. Pseudocandona compressa-Gruppe, Probe M17: 23. linke Klap-

pe, 24. rete Klappe. 25. – 26. Pseudocandona sui, Probe M21: 25. linke

Klappe, 26. rete Klappe. Maßstab gilt ür alle Exemplare.

sites (F, S P 1997;K 2010), the presence of the mesothermic Cyprois marginata and Cypris pubera indicates clearly increasingtemperatures during the summer. e occurrence of I. cf.getica gives evidence of rising temperatures as well. Ac-cording to M, F W (1996), I. getica is most likely stenothermal for a water temperature rangeof 10–15 °. e appearance of Herpetocypris reptans , whosepreferred diet are particles of stoneworts and Eleoaris palustris (B 1989), correlates well with the increasingexpansion of these plant taxa. Like the ostracods, the bi-

valves benet from the improvement of living conditions.e eurytopic bivalves Pisidium casertanum and P. nitidumare common and widespread species within the Europeanfaunal realm and occur in a wide range of aquatic habitats(G MB 2003). eir present distributionsnorth of the arctic cycle and several fossil records fromcolder phases of the Pleistocene (e.g. K 1968; K2010) show their potential to tolerate colder climatic condi-tions. A typical northern faunal element of arctic and sub-arctic regions is documented through shells of P. obtusale f. lapponicum. Today, the present range of this species isrestricted to northern Scandinavia. In contrast to the pres-

ent situation, this pea mussel was also distributed in Cen-tral Europe during colder phases of the Pleistocene (e.g.K 1968; P 1989). Another species which is of-ten found in fossil subarctic assemblages is Pisidium lilljeborgi (K 1968). P. lilljeborgi is a stenoecious pea mus-sel restricted to oxygen-rich, oligotrophic, and stagnantwater bodies (e.g. P 1989), whose present distribu-tion in Central Europe is only shown in larger lakes. Butaccording to T et al. (1998) and H et al. (1999), itcould also occur in smaller lakes and ponds during colderclimatic phases.

e climatic amelioration of the Meiendorf Interstadialclearly led to increasing summer temperatures with mean July temperatures reaching 10 ° and seemingly, in someyears, slightly more. According to M (1994) thiscorresponds to the conditions of the subarctic southerntundra. Subarctic faunal elements within the fossil recordsupport this reconstruction. e lack of macro remainsof birch trees gives evidence that the climatic warmingof the Meiendorf Interstadial was apparently not warmenough for the spread of birch trees (see discussion in3.1.1.4).

3.1.1.3 Section interval 0.6–0.75 m: Oldest Dryas

e sedimentation of the greyish-white calcareous organicsilts, which started already with the onset of the Meiendorf Interstadial (see 3.1.1.2) continued during the whole sectioninterval.




A climatic deterioration is proven by the pollen record. echanges within the pollen record allow for dening the3rd pollen zone, which is aributed to the Oldest Dryas (=ÄÄD in Fig. 3). is pollen zone reveals a decrease in Betula percentages (< 10 %), a signicant expansion of Hippophaë rhamnoides (> 1%) and, again, an increase in herbaceoustaxa and grasses, which especially concerns Plantago , sub-ordinately Artemisia, Ericaceae p.p. and at rst the localoral element of the Cyperaceae. But then in the course of the Oldest Dryas, a distinct decrease of the Cyperaceae isobservable. Reworked sporomorphs of pre-aternary ageand of older aternary interglacials as well as pollen of Pinus (reworked/possibly long-distance transport) are stillrelevant, but generally declining. A rst noteworthy ex-pansion of Selaginella is indicated towards the top of thepollen zone.

e record of macro plant remains of samples M5(0.6–0.7 m) and M6 (0.7–0.75 m), which correspond to theOldest Dryas (Fig. 3), is mainly related to the aquatic ora.e poor record of terrestrial plants (i.e., only indetermin-

able terrestrial plant debris, one nutlet of Eleoaris palustris and only one fragment of a bicarpelate seed of Carex sp.) does not allow for drawing any conclusions about thelocal development of vegetation. As before, the aquatic o-ra is dominated by stoneworts and the subordinated oc-currence of pondweeds, which is indicated by numerousgyrogonites, particles of the lime encrusted stalks and bysome fruitstones of Potamogeton fliormis.

e sediments are still extremely rich in ostracods. eostracod fauna of sample M5 and M6 is more or less con-sistent with the previous fauna in terms of species compo-sition and abundance, only the valves of Candona candida

occur in greater quantities indicating slightly colder con-ditions. For the rst time, the colder water temperaturespreferring Ilyocypris bradyi is proven within the ostracodassemblages.

e gastropod fauna is still represented by several shellsof Radix balthica and Stagnicola sp., but few shells of theterrestrial Succineidae give evidence for the migration of these snails into the habitat. Most species of Succineidaeprefer swampy conditions (F 1954; T et al.1998) and are therefore common in riparian habitats.

Again, the bivalves are documented by a diverse faunaof pea mussels, which is composed of P. nitidum, P. obtusale f. lapponicum, P. casertanum, P. lilljeborgi, P. milium,P. subtruncatum and P. hibernicum. e two laer speciesmigrate for the rst time into the habitat.

e data indicate that the climatic deterioration of theOldest Dryas (13,800 to 13,670 varve years BP, comp. Let al. 2007) led again to an opening of vegetation, which isreected in the pollen record. e pollen record presentedhere for the Oldest Dryas corresponds well with the pollenzone Ia (sensu F 1949) from the Rugian section Ging-ster Haide (L, J K 1986), even thoughthe laer shows higher values of Hippophaë (< 5 %) and of Artemisia.

In contrast, changes within the aquatic fauna/ora are

not very pronounced. is led to the conclusion that thecooling of the Oldest Dryas aected more winter tempera-tures than the summer conditions. In this context, the fewproofs of seeds of reed plants (Eleoaris palustris, Carex )

and the declining values of pollen percentages of the Cy-peraceae can probably be traced back to stronger and lon-ger winter conditions, which led to a decline of the localreed plants due to frost damage and shorter growing sea-sons. But summer temperatures were high enough to warmup the shallow Niedersee allowing for a very productivedevelopment of the stoneworts, the ostracods and the mol-luscs. e rst appearance of the ostracod Ilyocypris bradyi,a generally cooler conditions preferring taxon (N 1969; J 1994), in combination with the increase of C. candida potentially provides evidence for climatic cool-ing. Nevertheless, several valves of the mesothermic Cy- prois marginata, Cypris pubera and Ilyocypris cf. getica dem-onstrate that the climatic deterioration of the Oldest Dryasdid not cause the disappearance of these species. Changeswithin the mollusc assemblages are particularly demon-strated by the rst appearance of the Succineidae and thepea mussels P. subtruncatum and P. hibernicum. Proofs of the Succineidae are well-known from arctic and subarcticdeposits of the Pleistocene (e.g. M 1967; F

1973; Lž 1990). Interestingly, the rst appearance of these snails is proven here during the Oldest Dryas, whichcorrelates well with the contemporaneous rst appearanceof the Succineidae in the sedimentary record of Grimmen(K et al. 2006) and of the Paddenluch (K 2010).Whereas the pea mussel P. subtruncatum is known as eu-ryoecious species with a common and widespread distribu-tion, P. hibernicum prefers lakes with a boom of muddyand organic-rich substrate (Z et al. 2006) indicatingthat lake productivity was high enough during the grow-ing season to enrich the sediments with organic material.

3.1.1.4 Section interval 0.75–0.87 m: BøllingInterstadial

e sedimentary succession of this section interval is stillcharacterized by greyish-white calcareous organic silts.

is section interval includes the 4th pollen zone, whichis aributed to the Bølling Interstadial (= BÖ in Fig. 3).Based on distinctly increasing percentages of Betula with-in the pollen diagram, the second warming phase of theWeichselian Late Glacial can be recognized. Now, the pol-len record of Betula can mainly be traced back to birchtrees, and only subordinated to dwarf birches. A slightlyincrease in Juniperus (< 1%) and Salix is indicated by thepollen record. Dierent reticulate pollen types of Salix spp.suggest the presence of willow trees next to dwarf willows(Salix polaris -type). Pinus and herbaceous taxa (includingCyperaceae and Equisetum) continue to decline.

Like in the previous samples, the sample M7 (0.75–0.9 m)shows low diversity concerning the macro remains of plants.Beside indeterminable plant debris, the occurrences of sev-eral nutlets of Eleoaris palustris give again evidence fora spike rush reed at the edges of the Niedersee. Aquaticora is still dominated by the stoneworts (i.a. Chara con- traria), which are documented through numerous gyrogo-nites, oospores and stalk remains. Within the pondweeds a

replacement of P. fliormis through P. vaginatus could beobserved, but the laer is only proven by few fruitstonesindicating that this pondweed occurred subordinately. Inaddition, the pollen analyses revealed that a distinct in-




crease in planktonic green algae (Pediastrum boryanum,Botryococcus braunii ) took place during the Bølling Inter-stadial, which can probably be traced back to a changingtrophic status of the lake (V G 2001).

e ostracod fauna show some changes, which are in-dicated by the disappearance of C. marginata and Eucypris dulcions , a distinct decline of H. incongruens and the rstappearance of Limnocythere inopinata (Fig. 5). But changesare not so pronounced to draw conclusions that changeswithin the habitat have signicantly aected the ostracodfauna. C. candida, H. reptans, C. ovum still dominate theostracod assemblages, but C. vidua, C. pubera, Ilyocypris spp., P. arcuata and P. villosa also occur in greater quanti-ties.

e gastropod fauna is now characterized by a higherdiversity, which is caused by the migration of Gyraulus laevis and Gyraulus (A.) crista into the habitat (Tab. 1). e peamussels are abundant and diverse as before, but fauna isnow mainly dominated by P. nitidum, P. milium, P. obtusale f. lapponicum and P. hibernicum, whereas P. casertanum is

only documented by few valves. e pea mussel P. lilljeborgi is no longer proven.

e warming phase of the Bølling Interstadial (13,670 to13,540 varve years BP, comp. L et al. 2007) is here main-ly reected by the pollen record, which documents the ex-pansion of birches, in this case especially of birch trees.e pollen record of the Niedersee is equivalent with thepollen zone Ib (sensu F 1949) from the Rugian sec-tion Gingster Haide in L, J K (1986).e renewed development of a spike rush reed again givesevidence for mean July temperatures of at least 10 ° (K 1980). Even though a mean July temperature of 10 °

can be sucient for the occurrence of birch trees (B B 2000a; RJ et al. 2004), opti-mal terms for the spread of birch trees require mean Ju-ly temperature of ≥ 12 ° (I 1954; B 1993; O 1996; B B 2000b). erefore, taking thespread of the birch trees into account, it can be assumedthat mean July temperatures reached at least 12 ° in thistime span.

Related to the climatic amelioration changes in aquat-ic biota are not very distinct, but give evidence for an in-crease of lake productivity and in eutrophication. Especial-ly, the disappearance of the oxygen-rich and oligotrophicconditions preferring P. lilljeborgi indicates an uprating of the trophic status that led to an increase in biogenic pro-ductivity and to an increase in oxygen consumption at thelake boom. e migration of Gyraulus laevis and Gyraulus (A.) crista into the habitat (Tab. 1) is in contrast to locationsfurther to the south (Grimmen, K et al. 2006; Pad-denluch, K 2010) slightly time-delayed.

Comparing the pollen data with the range of sampleM7 for macro remains and calcareous microfossils (Fig. 3),which was taken in the eld related to the sedimentaryfeatures, it became evident that the transition betweenthe Bølling Interstadial and the following Older Dryas islocated within the sample M7. Nevertheless, most of the

sample M7 correlates to the Bølling Interstadial; it providesgaining information concerning the biota of this climaticwarming phase.

3.1.1.5 Section interval 0.86–0.93 m: Older Dryas

e lowest part of this section interval up to 0.87 m is stillcharacterized by the greyish-white calcareous organic silts,but from 0.87 onward a change in sedimentation to greyishorganic silts is visible. e sediments pass from 0.88 m on-ward into dark brownish, carbonate-free organic silts, andthen from 0.9 m into blackish nutrient-rich, carbonate-freeorganic silts.

is section interval includes the 5th pollen zone. With-in the pollen record, the second climatic deterioration of the Weichselian Late Glacial, the Older Dryas (= ÄD inFig. 3), is reected. e 5th pollen zone is characterizedby a distinct decrease in Betula in favour of shrubby andherbaceous taxa. Particularly, the Poaceae and Hippophaë rhamnoides are showing increasing values, which indicatesan opening in vegetation caused by the climatic cooling.Artemisia and Helianthemum show an increase at the be-ginning of 5th pollen zone. According to the pollen recordthe local vegetation was mainly composed of Poaceae, Cy-

peraceae, Equisetum and Selaginella selaginoides . Remark-ably, this pollen zone reveals the highest percentages of Selaginella (more then 10%). Again, increasing values of reworked older sporomorphs take place together with anincrease in Pinus , but a long-distance transport of the laercannot be excluded either. In addition, the pollen analysesrevealed a distinct decrease in planktonic green algae (Pe- diastrum boryanum) , which disappeared completely in thecourse of the Older Dryas.

As mentioned above (see 3.1.1.4), the sample M7(0.75–0.9 m) for macro remains has a range, which passesinto the Older Dryas. Based on the resolution of sampling,

it is not possible to recognize if there are any changeswithin the aquatic fauna and ora directly at the transi-tion Bølling Interstadial to Older Dryas. With regard to thesedimentary features it seems that the lake conditions wereat rst more or less stable beyond the Bølling Interstadi-al/Older Dryas transition. But the section interval showsfrom 0.88 m upward a signicant change in sedimentation,which is documented by the onset of dark brownish, cal-careous-free organic silts, which later pass into the black-ish nutrient-rich, calcareous-free organic silts.

e fossil content of these dark, calcareous-free organicsilts (sample M8, 0.9–0.96 m) provided only a few woodyfragments and numerous megaspores of Selaginella selaginoides (Fig. 4). e numerous megaspores of S. selaginoides correlate with the high percentages of this plant in the pol-len record. In contrast, there is no evidence for any aquaticbiota, neither ora nor fauna.

e data indicate that the climatic deterioration of theOlder Dryas (13,540 to 13,350 varve years BP, comp. Let al. 2007) led to colder and seemingly drier conditions,which is clearly reected by the sedimentation paerns andthe fossil record. e decline of birches is here more obvi-ous than in the corresponding pollen zone Ic (sensu F 1949) of the Rugian section Gingster Haide in L, J K (1986). e results suggest that a lower-

ing of the water level has aected the Niedersee, which -nally caused the development of a spike moss fen. e lackof any fossil remains of aquatic biota within sample M8 andthe disappearance of remains of green algae in the pollen




record support this interpretation. e spike moss preferswet and calcareous soils and is a typical oral element inthe corresponding subarctic/alpine habitats (L 1994).According to K (1979, 1980) this cold-tolerant plantrequires at least a mean July temperature of 7 °. e im-pact of the climatic deterioration on the Niedersee is in anycase more pronounced than the previous climatic deterio-ration of the Oldest Dryas. is correlates with the resultsof the Paddenluch (Brandenburg; K 2010), where thecooling of the Older Dryas had also a stronger eect on theenvironment.

3.1.1.6 Section interval 0.93–1.23 m: AllerødInterstadial

e sedimentary succession of this section interval shows achange from blackish nutrient-rich, carbonate-free organicsilts to blackish minerotrophic woody fen peat at 0.96 m. erecord of the Laacher See Tephra (LST) is proven at 1.16 m.

is section interval represents the 6th pollen zone,

which is aributed to the Allerød Interstadial, the 3rd warm-ing phase of the Weichselian Late Glacial. e climatic ame-lioration is reected in the four subzones of the 6th pollenzone (= AL* 1–4 in Fig. 3). e subzone AL 1 is characterizedby a distinct increase of Betula associated with a slightlyearlier increase in Juniperus and a decrease in heliophilicherbaceous taxa, especially Poaceae, and Artemisia. enon-competitive Hippophaë rhamnoides is no longer provenin the pollen record and is seemingly displaced from the lo-cal vegetation. Equisetum and the Cyperaceae show increas-ing values as well, but the laer do not achieve pre-Allerødpercentages. A signicant increase of Pinus -pollen indicates

the migration of pine and the onset of the second pollensubzone AL 2, whereas the third pollen subzone AL 3 (Ger-zensee oscillation, L et al. 1992; A et al. 2000)is only proven by an indistinct increase of Salix , Poaceae,Chenopodiaceae and Artemisia. e LST marks the transi-tion to the pollen subzone AL 4, which documents again anincrease in Betula and the expansion of the thermophilicmeadowsweet (Filipendula) . e pollen record reveals spo-radic ndings of pollen of Alnus and gives evidence for themigration of this arboreal tree into the habitat.

e fossil record of samples M9 (0.96–1.05 m), M10(1.05–1.15 m), and M11 (1.15–1.23 m) mirrors the continuingfen succession. Whereas the plant remains of sample M8(see 3.1.1.5) reect the initial phase (Selaginella fen) of thefen succession, a subsequent bush- and tree colonizationtook place developing a fen carr, which is proven by thepeat type and the plant remains of samples M9 and M10.Plant macro remains can mainly be traced back to willows(Salix spp.), subordinately to birch trees, and in a slightlytime-delayed manner, we have the rst evidence of aspenfrom the sample M10 (bud scales, most probably Populus tremula). Only a few megaspores of S. selaginoides werestill proven in sample M9. Instead, few seeds of the stingingnele (Urtica dioica) and sedges (Carex rostrata) , which areproven here for the rst time as well, give evidence for the

undergrowth. In the following sample M10, there are nomore records of Urtica dioica and Carex rostrata, but evi-dence for Rubus sp. Aer the deposition of the LST (pollensubzone AL 4), soaking of the site caused by a rising water

level is indicated by the development of a Carex rostratafen. e further expansion of aspen during the late AllerødInterstadial is noteworthy; it is proven by a frequent recordof Populus bud scales (sample M11).No remains of aquatic biota could be detected in the sam-ples M9 and M10, but it cannot be excluded that a smallopen pond persisted at the deepest point of the Niederseebasin. e proof of one fruitstone of pondweed (Potamo- geton sp.) in sample M11 give further evidence for a risingwater level during the late Allerød Interstadial.

e development of a fen, whose formation began dur-ing the Older Dryas (sample M8) continued during thewarmer Allerød Interstadial (13,350 to 12,680 varve yearsBP, comp. L et al. 2007). According to the pollen analy-ses the transition from Older Dryas to Allerød Interstadialis still located in the blackish nutrient-rich, carbonate-freeorganic silts, the upper part of sample M8 belongs thereforeto the Allerød Interstadial. e pollen dating is conrmedby a further AMS 14C-dating (woody fragment of sampleM9, KIA 33256), which results in an age of 13,138–13,373

years cal. BP (68.2 % probability), corresponding to theolder part of the Allerød (Fig. 3), and by the record of theLaacher See Tephra (LST, Fig. 2; see also Kliewe 1996). Ac-cording to L S (1999), the LST has an age of 12,880 varve years BP.

With regard to the previous studies (BH1937; S A unpublished) the Allerød fen peatis also documented within these sections (see Fig. 2). isindicates that the fen development, which can be tracedback to a strong lowering of the water level, did not onlytake place at the edges of the Niedersee but also in the cen-tre part. Whereas BH (1937) stated only a

Holocene age for this fen peat, a review of the publisheddata by S resulted in a rectied classication rang-ing back into the Older Dryas (Fig. 2), even though thepollen information given by BH (1937)was conceived in very general specications. Accordingto L, J K (1986), a rst development of peat (pollen zone IIb sensu F 1949) also took placein the nearby Credner See (Fig. 1) during the Allerød. esame situation is described by S K (1996)from the Rugian Hölle (Fig. 1) and known from severalother sites in Mecklenburg-Pomeranian and Brandenburg(e.g. S 2005; K et al. 2006). is indicates thatthe development of fens, particularly with regard to shal-low lakes, in northern Germany is a typical phenomenonof the Allerød Interstadial, which can be traced back towarmer and drier climatic conditions. e climax of fensuccession, which have here resulted in a development of a fen carr, was reached during the pollen subzone AL 3,which correlates with the Gerzensee oscillation. e shortcooling of the Gerzensee oscillation is possibly linked toincreasing drier conditions causing a further lowering of the water level. A comparable situation is documented inthe sedimentary succession of the Brandenburgian Pad-denluch, where the climax of fen development is also re-ported below the LST (pollen subzone AL 3; comp. S

2005; K 2010).e pollen and macro remain data indicate that the vi-

cinity of the Niedersee was mostly covered with a treepopulation of willows, birch trees and aspen. Based on the




sporadic ndings of Alnus -pollen, the occurrence of alderis assumed. is assumption is supported by contempora-neous pollen and macro remains of Alnus from the BalticSea island of Wolin (Lł B 2006), whichclearly indicate the presence of Alnus in the southern Balticregion during the Allerød.

Regarding the previous sections from the centre partof the Niedersee taken by BH (1937) andS A in 1986 (unpublished) compared to thepresent section of the southern margin, it became obviousthat sedimentation of these sections started with a distincttime delay not before the Allerød or potentially during theOlder Dryas (see Fig. 2). is led to the conclusion that thearea of the Niedersee, which is today the deepest part of the basin, must have previously been lled by a dead iceblock. e ongoing deep dead ice melting, which was par-ticularly caused by the climatic amelioration of the AllerødInterstadial (S 2005), has subsequently led to a sig-nicant extension of the Niedersee basin during this timeinterval.

3.1.1.7 Section interval 1.23–1.70 m: Younger Dryas

e section interval starts with brownish calcareous organ-ic silts (1.23–1.24 m), which are followed by dark brownish-grey, more or less carbonate-free organic silts (1.24–1.52 m).e uppermost part of the section interval (1.6–1.7 m) ischaracterized by yellowish-brown calcareous organic mud,which is very rich in molluscs. A specic feature withinthe sedimentary record is that the sediments between 1.45–1.46 m can be traced back to soliuction processes, whichis indicated by a diering pollen record characterized by

increasing values of pre-aternary sporomorphs and re-worked pollen of Pinus (Fig. 3).is section interval represents the 7th pollen zone,

which is aributed to the Younger Dryas (= YD in Fig. 3),i.e., the last climatic deterioration of the Weichselian LateGlacial. e pollen zone reveals increasing values of Ju- niperus , grasses (Poaceae) and heliophilic herbaceoustaxa (e.g. Artemisia, Empetrum, Chenopodiaceae). In con-trast to the birches, a considerable decrease in Pinus canbe observed. Especially at the end of Younger Dryas, a re-markable expansion of heather (Ericaceae p.p.) and of thethermophilic Filipendula is documented trough the pollenrecord as well. Within the riparian and aquatic ora, thebuercup (Ranunculus acer -type) and the water buercup(R. triophyllus -type; pollen types sensu A 1961)show an expansion, whereas only isolated records of Selag- inella and Botryium spores are documented. Comparedto the Allerød Interstadial, a distinct decline in Equisetum is generally proven, but an ultimate increase, similarly tothe Ericaceae and to Myriophyllum spicatum, can be ob-served at the end of the Younger Dryas. Instead, the spreadof ferns documents the replacement of the horsetails; buta more specic classication of these ferns is not possibledue to the not preserved diagnostic perispore of the mono-lete spores. e proof of further water plant pollen (pond-

weeds, hornworts) is infrequent and particularly concen-trated at the beginning and at the end of the pollen zone.Towards the top an increase in algae, in remains of planar-ians and in resting eggs of rotifer (Filinia homanni -type) is

proven, which provides evidence for an advancing climaticamelioration at the end of the Younger Dryas.Terrestrial plant macro remains from the samples M12(1.23–1.35 m), M13 (1.35–1.45), M14 (1.46–1.52 m), M15(1.52–1.56 m) and M16 (1.56–1.70 m) are mostly composedof bud scales of willow. Compared to the Allerød Intersta-dial, a distinct decrease in aspen is shown due to the raremacro fossil record, but few remains of aspen (bud scales)indicate that it could seemingly resist the climatic deterio-ration of Younger Dryas in this region. But it cannot beexcluded with certainty that these few remains of aspenare reworked. Evidence for an opening of vegetation andof climatic cooling is given by a few records of dwarf birch(Betula nana, M15). Several seeds of sedges (Carex rostrata, Carex spp.) and few proofs of rush (Juncus) documentthe riparian vegetation. e frequent occurrences of nut-lets from the water buercup (Ranunculus sect. Batraium spp.) indicate that aquatic vegetation was rstly dominatedby these plants. Ranunculus triophyllus var. eradicatus (=R. conervoides ) or Ranunculus triophyllus s.str. come into

consideration as producers of the seeds, but only based onthe highly variable nutlets identication on species level iscertainly not possible. At rst, stoneworts are only provenby single records of gyrogonites/oospores (samples M12,M13), but in the course of the Younger Dryas an increasein abundances and diversity (Chara spp., Nitella opaca) isevident (M14, M15). At the top of section interval (sampleM16) a distinct shi from a Batraium-lake to a Chara-lake is observable, which is documented by the numerousgyrogonites/oospores of the Charales.

e sediments of samples M12, M13, and M14 are moreor less free of calcareous materials and have therefore pro-

vided only very few remains of the calcareous fauna. Nev-ertheless, the presence of ostracods (most probably C. candida, Potamocypris, C. ovum) is proven by its remains of organic skins as well as internal moulds from which thecalcareous shell has been leached away. Changes are vis-ible from 1.52 m upward (sample M15) due to the record of several calcareous shells of ostracods (C. candida, Limnocy- there inopinata, C. ovum, Pseudocandona compressa-group)from the sediments, but greater abundances of calcareousshells and increasing diversities are only documented fromthe top of the section interval (sample M16). With H. reptans, Cyclocypris serena, Potamocypris villosa, Cypridopsis vidua and Fabaeormiscandona protzi (Tab. 1, Fig. 5) vefurther ostracod species occur. e increase in abundanceand diversity of the ostracods correlates to the change of the lake conditions indicated by the stoneworts.

e mollusc fauna shows a similar paern as the os-tracods. e lowermost samples M12, M13, and M14 haveonly provided a few shell fragments, which, apart fromthree exceptions (Gyraulus (A.) crista, M12; Radix, Valva- ta, M14), are not determinable. Again changes are docu-mented through the fossil content of sample M15, whichbear a greater quantity of gastropod and bivalve shells. Butthe highest abundances and diversity within the molluscfauna are repeatedly documented in sample M16 from the

top of the section interval. e gastropods show more anincrease in abundance than in diversity. Whereas sampleM15 has provided ve species of gastropods (Radix balthica, Lymnaea stagnalis, Myxas glutinosa, Valvata a. alp-




estris, Valvata cristata) , sample M16 has bore six species.Myxas glutinosa and Valvata cristata could not be detectedin sample M16, however, three other species are proven(Gyraulus (A.) crista, Gyraulus laevis, Hippeutis complanatus) . e frequent occurrence of Valvata a. alpestris is re-markable, which, compared with other Weichselian sites,appeared relatively late in the Niedersee. e taxonomicstatus of Valvata a. alpestris is debatable. Such a morpho-type is common in Late Glacial/Early Holocene sedimentsfrom Central and Northern Europe (K et al. 2006;K 2010), but in previous articles these gastropods arestill listed as V. piscinalis or as subspecies of piscinalis (e.g. J 1956; M 1967; Ø 1990; T et al.1998). Based on its shell morphology they resemble V. alp-estris (comp. G 2002; G Z 2005), whichrequired clear and oligotrophic lakes as habitat. But it can-not be excluded that the shells from the Weichselian/EarlyHolocene sites belong to a new independent species of Val- vata. In contrast to the gastropods, the bivalves show a dis-tinct increase in abundances and diversity as well. Whereas

sample M15 have oered only three species of pea mussels(P. subtruncatum, P. nitidum, Sphaerium corneum) , sampleM16 has provided eight species. Beside the three specieslisted before, P. milium, P. casertanum, P. obtusale f. lapponicum, P. hibernicum and P. pulellum also appeared.

Whereas the calcareous remains are at rst extremelyunderrepresented, the presence of other fossil objects likeorganic-walled remains and bone fragments give evidenceof further organism groups within the Niedersee. For therst time, the presence of the freshwater bryozoan Cris- tatella mucedo is proven by its resting eggs (oatoblasts).ese resting eggs are relatively frequent in the lowermost

samples M12, M13, M14, but they show a distinct decline

in sample M15 and are not proven in sample M16. Eventhough C. mucedo is quite indierent in respect to trophicconditions and tolerates a wide range in pH, it prefersgenerally slightly acidic conditions, but it disappears instronger acidic waters (< 5.4 pH, Ø Ø 2000).Related to the poor record of calcareous shells in samplesM12, M13, M14, the record of C. mucedo additionally indi-cates that the water of the newly established lake was rstlow in pH (< 6.5) and therefore unfavourable for calcareousorganism groups.

In contrast to the older lake sediments, the samples of this section interval have provided several head capsulesof chironomids (Tab. 2). Only the calcareous mud of theuppermost sample M16 has provided only a few head cap-sules. Most probably the decline in the fossil record of thechironomids can be traced back to taphonomic processes,which could also explain the lacking evidence of this or-ganism group in the older lake sediments of the Niedersee.Here, the records of chironomids are rst dominated byhead capsules of the Corynocera ambigua-type (see Tab. 2).

Subordinately proven are head capsules of the Microtendip- es pedellus- , the Chironomus anthracinus- , the Dicrotendipes notatus- , the Sergentina coracina-, the Tanytarsus lugens-,the Cladotanytarsus mancus-, the Psectrocladius sordidellus-, the Propsilocerus aquatilis- type, etc. (see Tab. 2). Butwithin the uppermost sample M16, head capsules of the Co- rynocera ambigua-type are lacking.

Gemmules of the freshwater sponge Ephydatia uviatilis are found in sample M15 for the rst time and show a dis-tinct increase in abundance in sample M16. According toØ Ø (1996), Ephydatia uviatilis is a ratherhard water habitats preferring freshwater sponge. More-

over, the sediments of this section interval have yielded

M 1

2 = J D

M 1

3 = J D

M 1

4 = J D

M 1

5 = J D

M 1

6 = J D

M 1

7 = P B

M 1

8 = P B

C h

i r o n o m i n i 8 1 4 10 2

1 4

6 2 7 3 4 2

1 2

2

T a n y t a r s i n i

26 47 34 27 3

6

1

4 2

2 1 1

O r t h o

c l a d i i n a e Orthocladiinae indet. 8 2 1

1 1

4 3 3 2

1

? 1

1

* Procladius 1 2 1 1

Chironomids from the

Niedersee section

Chironomus anthracinus-type

Dicrotendipes notatus- type

Microtendipes pedellus-type

Polypedilum nubeculosum- type

Cryptochironomus sp.Sergentia coracina-type

Cladotanytarsus mancus-type

Corynocera ambigua-type

Paratanytarsus austriacus-type

Tanytarsus pallidicornis-type

Tanytarsus lugens-type

Tanytarsus spp.

Hydrobaenus conformis- type

Propsilocerus lacustris- type

Metriocnemus terrester-type

Psectrocladius spp.

Psectrocladius sordidellus- type

Tab. 2: Numbers o head capsules o ironomid

taxa within the samples M12–M16 (Younger Dryas)

and M18 (Preboreal) o the Niedersee. Samples are

correlated with their stratigraphic classifcation.

*Head capsules o the Tanypodinae.

Tab. 2: Anzahl von Kopapseln der Chironomi-

den aus Sedimenten der Jüngeren Dryas (Proben

M12–M16) und des Präboreals (Probe M18).

*Kopapseln der Tanypodinae.




evidence for the water eas by their resting eggs (Daphnia pulex -group, Semicephalus sp.), for the water mites (Hy- drozetes cf. lacustris) , and for sh, which are continuouslydocumented during the Younger Dryas. Evidence for thepresence of spike and stickleback is given in sample M16 bytheir characteristic bone remains.

e data indicate that the continuing rise of the waterlevel, which is still documented at the end of the AllerødInterstadial, led to a re-establishment of a small lake withinthe Niedersee depression at the beginning of the YoungerDryas. is is shown by a distinct change from fen depos-its to lacustrine sediments. e occurrence of the ostracodFabaeormiscandona protzi , which is a cold stenothermalwinter form preferring permanent small water bodies andlakes (K 1938; M 2000), gives evidence for a bal-anced water level. e pollen record from the Niedersee,which is comparable with other Younger Dryas sites inNorthern Germany, also gives evidence for more humidconditions. e drowning of several depressions with theonset of the Younger Dryas is a well-known phenomenon,

not only from Northern Germany (S 2005; K2010), but also from other sites in Europe (e. g. Lł B 2006; B, B, J 2006). issupra-regional signal in the sedimentary record gives evi-dence that the lake development is not only inuenced bylocal processes of the deep melting of dead ice, but ratherrelated to a colder and more humid climate. is is in ac-cordance with the results of Lł B (2006),whose data from the Baltic Sea island of Wolin indicateat rst a more humid climate and then drier conditionsfor the Younger Dryas, which are subsequently linked toan increase in aeolian processes (comp. also K 2004).

In this context, soliuction processes like the one provenhere, and wind-born sediments of the Younger Dryas arealso known from the Baltic Sea island of Wolin (Lł B 2006) and the Rugian sites Herthamoor andHölle (S 1999; S K 1996). e sedimen-tary and biogenic record of the Younger Dryas successionof the Paddenluch (Brandenburg) reveals such division intwo parts as well (K 2010), indicating at rst coolerand more humid conditions and later a change to increas-ing warmer and slightly drier terms. With the record of the Niedersee a further site reects a corresponding cli-matic development during this time interval. But in con-trast to the Rugian site Hölle (Fig. 1; S K1996), whose sedimentary record ceased with deposits of soliuction processes, the depression of the Niedersee wassuciently lled with water allowing for continual limnicsedimentation.

Furthermore, even though the climatic cooling of theYounger Dryas is more pronounced here in the pollen re-cord than in the sites located further south (S 2005),the climatic deterioration is particularly related to the win-ter temperatures and to the length of the winter season. Inthis context, the decrease in Pinus , which is here consid-erably more obvious as in Brandenburg (S 2005), ispossibly related to its frost-sensitive seedlings (Lł,

T N 2004). e remains of biota clearlyindicate that temperatures during the growing season weresuciently warm enough for intermediate and even ther-mophilic taxa. According to Ø Ø (2000), the

freshwater bryozoan C. mucedo frequently occures at wa-ter temperatures between 11–20 ° and has its optimum attemperatures between 16–20 °. is suggests that summertemperatures of the Younger Dryas reached at least > 11 °in this region. According to V et al. (2009), the occur-rence of C. mucedo indicates summer temperatures suitablefor the birch forest (mean July temperature > 12 C). eoccurrence of chironomid head capsules of the Corynoc- era ambigua-type is generally regarded as an indicator of arctic and subarctic conditions (e.g. P R 1983;M S 2002). But B L(1999) have shown that Corynocera ambigua can toleratea wide range of ecological conditions and is also provenfrom warm-tempered lakes (~ 20 °). P C(2000) stated that this species is rather linked to lakes of the boreal forest zone and has therefore its main distri-bution south of the northern tree limit. Certainly indica-tions for cooler temperatures are given through few re-cords of the cold-stenothermic species Tanytarsus lugens (M12, M13, M14) and Sergentina coracina (M14), which

are able to colonize shallow lakes under colder climaticconditions, but these species occur here in an extremelysubordinated way. Nevertheless, Sergentia coracina doesnot only occur in very cold conditions, A etal. (2006) quoted an optimum mean July temperature of 13 ° for this taxon. e record of taxa preferring inter-mediate temperatures like the Microtendipes pedellus -type(11–17 °, B, L H 2007) and the Prop- silocerus aquatilis -type as well as the occurrence of morethermophilic species like the Cladotanytarsus mancus -typeand Dicrotendipes notatus- type give evidence that the sum-mer temperatures were not too low during the Younger

Dryas. erefore, as already suggested through the fresh-water bryozoan C. mucedo , the chironomid assemblagesindicate a mean July temperature of at least > 11 ° basedon the occurrence of warmer conditions preferring chi-ronomids (e.g. Microtendipes pedellus ), but most probablyit is assumed that temperatures were generally higher. iscorrelates to the studies of I (1997), I, R V (1998) and I B (1999),which have demonstrated that the Younger Dryas coolinghas strongly aected the winter temperatures, but not withthe same magnitude as the summer temperatures. Accord-ing to I, R V (1998), minimummean July temperature for the coldest part of the YoungerDryas was not colder than 11 °. e increase of tempera-tures towards the top of the section interval (latest Young-er Dryas) is also reected by the chironomids, which arenow dominated by intermediate and thermophilic species(Microtendipes pedellus, Chironomus anthracinus, Psectro- cladius sordidellus) . is correlates well with the expan-sion of the thermophilic Filipendula and of heather at theend of the Younger Dryas, which is also known from othersites in Mecklenburg-Pomerania (K et al. 2006) andBrandenburg (P S 2004), and whichobviously predicts the future climatic amelioration of theHolocene. A further evidence of increasing temperatures

and changes in pH towards the top of the section inter-val is given by the record of gemmules of the rather hardwater preferring freshwater sponge Ephydatia uviatilis. According to Ø Ø (1996), this sponge




generally shows greater abundances under warmer condi-tions. In this context, the nearly complete lack of calcare-ous remains in the lowermost samples of this section is notcaused by extremely low temperatures; instead, it can betraced back to unfavourable living conditions for the cal-careous organisms and to a poor preservation potential of calcareous materials due to rather acidic pH-values. Nev-ertheless, the presence of C. mucedo indicates that pH wasnot < 5.4 (Ø Ø 2000).

3.1.2 Holocene

3.1.2.1 Section interval 1.7–1.95 m: Preboreal

e sedimentary succession of this section interval shows atripartite division. e lowest part (1.7–1.8 m) is character-ized by yellowish-white lake marls, which are extremely richin molluscs. Between 1.8–1.9 m, the sediments are composedof light brownish calcareous organic silts. en, the top (1.9–1.95 m) consists of brownish calcareous organic silts.

Based on the pollen analyses this part of the Niederseesection is aributed to the 8th pollen zone, which corre-sponds to the early Holocene (Preboreal, = PB in Fig. 3).Within the pollen record, the distinct climatic ameliorationof the Holocene is at rst shown by a peak in Juniperus ,and then subsequently in birch trees reecting once againthe expansion of these arboreal taxa (Fig. 3). Although thevalues of Pinus are increasing steadily, they show no -nal dominance over the birches. Pollen of Salix spp. andPopulus are continuously documented, but the record of these taxa like those of Juniperus generally shows a de-clining trend during the Preboreal. With the exception of

the thermophilic Filipendula, whose pollen values reveala distinct expansion at the onset of the Holocene, herba-ceous taxa are generally declining. Among other pollenof heather (Ericaceae p.p., Calluna), umbelliferous plants,Galium, composite plants, Rosaceae, alictrum, Rumex ,Caryophyllaceae, and Artemisia occur more or less per-manently. Noticeable is the distinct peak of the Poaceae inthe medium range of the section interval, which correlateswith a decline in birches. e local vegetation, which waspreviously dominated by the Cyperaceae and Equisetum, isat rst displaced by Typha latiolia and by marsh fern (el- ypteris palustris) , at which the laer appears with a slightdelay in time. In contrast to the Younger Dryas, a decline inremains of green algae, rotifers, planarians, water eas andchironomids, which are also documented within the pollensamples, is observable.

With the exception of some badly preserved oosporesof Chara, the yellowish-white lake marls (sample M17,1.7–1.8 m) shows a lack in plant macro remains, whichis maybe related to taphonomic processes. e spreadingbirch as a response to the early Holocene warming is there-fore at rst documented by macro remains in the samplesM18 (1.82–1.9 m) and M19 (1.9–1.95 m). Even though thefossil record is not rich in specimens, the expansion andthe presence of birch trees (e.g. Betula pubescens ) are doc-

umented through some ndings of nutlets and cat skins.Evidence for the renewed spread of aspen is given towardthe top of this section interval (sample M19) due to therecord of several bud scales. e wetland ora is mainly

documented by seeds of Carex spp. and the stinging nele(Urtica dioica) . Noteworthy is the appearance of poppy (Pa- paver , M19), which is here proven for the rst time. eclimatic amelioration of the Early Holocene is also reect-ed by the aquatic ora with the occurrence of the ther-mophilic so hornwort (Ceratophyllum submersum) , whichprefers meso- to eutrophic conditions (C K1981). e subordinated presence of the common Mare’stail (Hippuris vulgaris) is documented through one seedin sample M18. Beyond the transition Younger Dryas/Ho-locene the stoneworts are still some of the dominant ele-ments of the aquatic vegetation, but abundances are rstlylow within the lake marls (sample M17). A distinct increaseof the stoneworts is documented in sample M18, but thenthey decline distinctly towards the top of the section.

e ostracod fauna resembles that of the late YoungerDryas (sample M16, Tab. 1, Fig. 5), but abundances are dis-tinctly higher. Especially the lake marls (sample M17) areextremely rich in ostracods. Within the ostracod record,Cypria ophthalmica and the thermophilic Notodromas mo-

naa appear for the rst time, but these species are subor-dinately proven. e most frequent taxa are still Candonacandida, Limnocythere inopinata, Herpetocypris reptans andFabaeormiscandona protzi (Tab. 1, Fig. 5), Cyclocypris laevis and Cypridopsis vidua occur as well. Abundances anddiversity of ostracods decline toward the top of this sec-tion interval, and the permanent water bodies preferringFabaeormiscandona protzi are no longer proven in the up-per part of the section interval (sample M19).

Regarding the diversity of the mollusc fauna, no distinctchange is observable with the onset of the Holocene, butabundances are remarkably higher. e gastropod fauna

is mainly composed by Valvata a. alpestris, Radix balthica, Lymnaea stagnalis, Gyraulus laevis, Gyraulus crista,Hippeutis complanatus and Valvata cristata, for the rsttime appear Acroloxus lacustris, Bathyomphalus contortus,and Anisus vortex . e bivalve fauna consist of Sphaeriumcorneum, Pisidium milium, P. nitidum, P. subtruncatum, P.casertanum, and P. hibernicum. e mollusc fauna show thehighest diversity in sample M17 and M18; a distinct declinein diversity, especially within the bivalve fauna, is docu-mented towards the top of the section interval (Tab. 1).

Few head capsules of chironomids are proven withinsample M18 (Tab. 2), only three of the Corynoceras ambigua-type and two of the Microdentipes pedellus -type giveevidence of this organism group.

Fish remains, mainly stickleback, are documented in allsamples of this section interval. e record of one sh scalegives evidence of Perca uviatilis (sample M18).

Changes in vegetation caused by the climatic amelio-ration of the Holocene are clearly documented within thepollen record and are comparable to the contemporane-ous pollen record of the Rugian Herthamoor (S 1999;E 2002); it shows a similar paern as the one al-ready shown with the onset of the climatic warming of theAllerød Interstadial. e warming is also reected by theaquatic ora. e appearance of the thermophilic (Cerato-

phyllum submersum) indicates markedly increased mean July temperature. According to B, H L(2005) and K et al. (2002), the optimum mean July tem-perature is > 19 ° for this species. A further evidence of re-




markably warmer conditions is given by the occurrence of Notodromas monaa. According to V (2006), thistaxon has its optimum water temperature at 21.7 ° with re-gard to maturity and reproduction. e warmer and morehumid climatic conditions of the early Holocene (R I 2001) generally led to an improvement of livingconditions and to an increase in lake productivity, whichis well-documented by a distinct increase of abundancesand diversity of aquatic biota. But from 1.8 m onward achange in sedimentation is visible, which reects changesin the water balance. e change in sedimentation corre-lates with the distinct peak of the Poaceae and the mono-lete fern spores, with a small peak of Typha latiolia andwith a decline of the birch population (Fig. 3). It is mostlike that the signal in the pollen record is a local phenom-enon, because mainly the birch is aected. But if the lower-ing of water level is related to climatic changes, it could berelated to the Rammelbeek oscillation sensu B H (2007). In contrast to van der H W(1971), these authors interpret the approximately 300 years

lasting Rammelbeek oscillation more as a palaeohydrologi-cal event, which is caused by a drier climate, rather thena cooling phase. Nevertheless, only with the data of thesection from the southern margin of the Niedersee depres-sion, the Rammelbeek oscillation cannot be proven withcertainty, because the sedimentary succession reveals ahiatus. When the pollen record is compared with those of the adjacent Credner See (L, J K 1986),it becomes evident that the Preboreal is preserved incom-pletely. e lacking evidence of Corylus , which shows anearly appearance within the pollen record of the CrednerSee, supports the assumption that the accumulation of Pre-

boreal sediments ceased before this arboreal oral elementimmigrates into the habitat. Due to its position, the sectionof the southern margin was more aected by a low waterlevel than the centre of the Niedersee. e data indicatethat the edges of the Niedersee felt dry during the Preborealand during the following Boreal, which led consequentlyto a hiatus within the sedimentary succession. In contrast,the centre of the Niedersee is characterized by a remarkablythicker succession of Preboreal and, furthermore, even Bo-real sediments (Fig. 2, comp. BH 1937), butas explained in chapter 2, these sediments are no longer ac-cessible for further studies. Nevertheless, the fen peat layersas documented by BH (1937) and A S (unpubl.) reveal that the centre of the Niederseewas also inuenced by uctuating water levels (Fig. 2). isdevelopment in sedimentation correlates to other contem-poraneous sites of shallow water bodies in northern Ger-many (e.g. K 2004; S 2005), whose sedimenta-ry records were also interrupted by hiatuses. ese can betraced back to a distinct lowering of water levels, which wascaused by warmer and drier climatic conditions during thelate Preboreal and Boreal (comp. L 1994; K 2004).

3.1.2.2 Section interval 1.95 m–2.09 m:Atlantic and onwards

e lower part (1.95–1.99 m) of the uppermost sectioninterval is characterized by blackish fen peat. Between1.99–2.04 m, intercalations of the blackish fen peat with

yellowish-white, calcareous organic silty mud are observ-able. From 2.04 m onward, the sedimentation continueswith this yellowish-white, calcareous organic silty mud,whose accumulation ultimately ceased at 2.09 m.

e pollen spectra of these sediments allow for establish-ing the 9th pollen zone, which is aributed to the Atlantic(= ÄA/JA in Fig. 2, 3) or to even younger sediments. epollen record revealed now several proofs of thermophilicarboreal taxa like Qercus, Ulmus, Corylus, Alnus, Carpinus ,lime tree (Tilia) and r (Abies) . But in contrast to Betula andPinus , these taxa obviously did not play an important rolewithin the forest vegetation; the subordinated values arenot illustrated in Fig. 3. Pollen of Filipendula, umbelliferousplants, composite plants and Rosaceae reect the non arbo-real vegetation. Noteworthy is the appearance of ribwort(Plantago lanceolata) , whose occurrence is oen related toan anthropogenic inuence, but further proofs of anthropo-genic activities like pollen of cereals could not be detected.

e blackish fen peat (sample M20, 1.95–1.99 m) has pro-vided several bud scales of aspen, and a few bud scales of

willow. is indicates that in the surroundings of the Nie-dersee these arboreal taxa still played an important rolein the forest vegetation. e riparian ora is documentedthrough few remains of sedges and several seeds of marshtrefoil (Menyanthes trioliata). Only few proofs of theaquatic ora are subordinately documented through a fewgyrogonites/oospores of the Charales and one seed of Hip- puris vulgaris. With the onset of the yellowish-white, cal-careous organic silty mud (sample M21, 2.0–2.09 m), a dis-tinct change within the plant record is documented. Fromthis point on, no evidence of arboreal taxa is proven in thesediments. Menyanthes trioliata is also no longer repre-

sented in the plant record and replaced by Urtica dioicaand the lamb’s-quarter (Chenopodium album) . Accordingto D K (2005), the laer taxon is regardedas hemerophilous species, which prefers areas developedby man. Few records of the stoneworts give at least evi-dence for temporary water bodies.

In contrast to the older record of the Niedersee, distinctchanges are observable within the fauna. Whereas only afew calcareous remains of terrestrial gastropods and ostra-cods (C. candida, Pseudocandona sp.) are preserved in sam-ple M20, sample M21 has revealed an excellent record of calcareous organism.

e ostracod fauna is now characterized by Eucypris pigra, Cryptocandona vavrai, Pseudocandona sui and thesubordinately occurring C. candida; it shows a totally dif-ferent composition compared to previous assemblages(Tab. 1, Fig. 5).

Likewise, the mollusc fauna of this time interval is obvi-ously distinct from the previous ones (Tab. 1). e sampleM21 provided a rich mollusc fauna with a high diversity,but the majority of taxa belonged to terrestrial gastropods;a detailed description of these terrestrial gastropods willbe given by MH S (in prep.). Limnicgastropod assemblages are now characterized by Aplexahypnorum, Galba truncatula, Segmentina nitida, Anisus

leucostoma, and Valvata cristata. Only two pea mussels,P. casertanum and P. obtusale , are proven.

e data indicate that aer the hiatus a gradually in-creasing ground water level led again to a soaking of the




habitat. Due to the higher water level, accumulations of fenpeat start again, which pass then into the calcareous organ-ic silty mud (meadow chalk). e pollen data suggest thatthese sediments are distinctly younger than Preboreal andBoreal and belong most probably to the Atlantic or evenyounger time periods (? Subboreal). is applies to the sed-iments of the section of the northern margin of Nieder-see as well (Fig. 2), which have revealed comparable pollenspectra and mollusc assemblages. However, the rather poorpreservation of the sporomorphs in this time interval doesnot allow for a more precise dating.

e fossil record of biota clearly indicates fen habitats.e here proven Menyanthes trioliata is a typical plant of wet and moderate nutrient-rich fens or transitional mirehabitats, which are characterized by carbonate-free andmoderate acidic conditions (C K 1981).e poor record of aquatic biota indicates the presence of shallow, most likely temporary water bodies. From 1.99 mupward, distinct changes with regard to sediment com-position, biota and pH are visible, which suggest that the

habitat at least changed into an open alkaline fen. is cor-relates well with the documented lack of arboreal taxa insample M21. e frequent records of terrestrial gastropods,of which several belong to hygrophilous species (e.g. Suc-cineidae indet., Caryium minimum, Vertigo antivertigo etc.) are also typical for such habitats (K, C J 1983; Z et al. 2006; pers. comm. MH). No evidence of a larger and permanent waterbody can be detected, but the occurrence of shallow tempo-rary water bodies is reected by the aquatic fauna. Accord-ing to K (1938) and M (2000), the ostracods Pseu- docandona sui, Eucypris pigra, and Cryptocandona vavrai

prefer small temporary pools. is also applies to the lim-nic gastropod assemblages consisting of Aplexa hypnorum,Galba truncatula, Segmentina nitida, Valvata cristata, andAnisus leucostoma, which are characteristic of such habi-tats (G 2002). e also proven pea mussels P. casertanum and P. obtusale are not uncommon in such unstableaquatic habitats, especially P. obtusale is typical in tempo-rary water bodies (Z et al. 2006; K 2010).

e natural succession of the Niedersee ceased withthese fen deposits; this can be traced back to a lowering of the ground water level, which is most likely linked to drierclimatic conditions. Since that time, no further fen develop-ment took place within the Niedersee depression. Finally,the sedimentary succession of the Niedersee was buried byyounger colluvial deposits.

3.2 Stratigraphic position of the Niedersee record andits importance in comparison to other Late Glacialsites in northeast Germany

According to K (1996, 2003) the formation of thedead ice keles of Jasmund can be traced back to the Po-meranian (~ 17,600 cal. years BP, comp. L et al. 2007) andMecklenburg phases (~ 17,000 to 15,000 cal. years BP, comp.L et al. 2007) of the late Weichselian Pleniglacial. On

this account, sedimentation within the Niedersee depres-sion took place no sooner than aer this time.

When the sections presented here are comparedwith the documented sections of previous studies

(BH 1937; A S, unpubl.), itbecomes evident that the various sections of the Nieder-see dier signicantly in thickness and stratigraphic range.Whereas the centre of the depression is characterized by amaximum thickness of lake sediments, the section of thesouthern margin reveals less thick, but in return the oldestdeposits (Fig. 2). Here, based on the analysed pollen recordand AMS 14C-dating an age reaching back into the Weich-selian Pleniglacial is proven, whereas the oldest lake sedi-ments from the centre are only of Allerød (section of 1986)or of probably Older Dryas age (Fig. 2, see discussion inchapter 3.1.1.6). Moreover, only a Holocene (Atlantic) ageis proven for the lake sediments of the northern margin(Fig. 2). e dierent stratigraphic ranges of the sectionsclearly indicate that the dead ice of the Niedersee kelehole was inuenced by an early pre-Allerød melting, butthe meltdown of dead ice took place in a non-uniform man-ner. is led to a gradual deepening, opening and a partlytime-lagged relling within the depression. Nevertheless,due to its exceptional sedimentary record reaching back

into the Weichselian Pleniglacial, the Niedersee occupiesa special place in relation to Late Glacial archives, becauseseveral other contemporaneous depressions in NorthernGermany were completely sealed with dead ice until theAllerød (comp. S 2005).

us, with the Niedersee a further out crop can be add-ed to the survey of pre-Allerød archives of Mecklenburg-West Pomerania, which were listed previously by K S (1999), S (2005) and K et al. (2006).So far, only few pre-Allerød archives like Rappin, Ru-gard, Gingster Moor and especially Gingster Haide (comp.L, J, K 1986) are known from Rügen. Two

other new records of the mainland of Mecklenburg-WestPomerania (Müritz: J in L et al. 2006; Frauentog-see nearby Penzlin: S 2008) can be added to the listas well. Like the sequences of Tessin (K S1999), Gingster Haide (L, J, K 1986) andGrimmen (K et al. 2006), the Niedersee shows ahigher stratigraphical resolution compared to the remain-ing records.

4 Conclusions

In summary, the obtained data indicate that the sedimen-tary record of the Niedersee can mainly be traced back toshallow lake environments, which were repeatedly aectedby uctuating water levels causing the development of fens.e pollen record and pollen-based vegetation and climatereconstructions as well as the AMS 14C-dating suggest thataccumulation of sediments began directly aer the retreatof the Weichselian ice sheet. e presented data reveal thatthe aquatic organisms indicate the rst response to theclimatic amelioration at the beginning of the WeichselianLate Glacial and that the pollen record shows a slight delayin time in reacting to the warming. Changes in sedimenta-tion and assemblages of biota were not only aected by thechanges in temperatures, but also through changes in wa-

ter balance, trophic level and in pH. e combined resultsof the dierent proxies demonstrate that the Niedersee sys-tem responded well to changing climatic conditions; thisallows for a clear denition of the onset and termination




of the interstadials/stadials of the Weichselian Late Glacialand the onset of the Holocene. e record of the Nieder-see turned out to be an excellent archive for reconstructingchanges in the lake and catchment environments driven bythe combination of global, regional and local processes.

Acknowledgements

We would like to acknowledge nancial support of the“Gemeinsamen ständigen Forschungskommission des Aka-demischen Senats und des Präsidiums der FU Berlin” forthe AMS 14C-datings. Our sincere gratitude is further ex-tended to H. Menzel-Harlo for support during working inthe eld and discussion, to Maike Glos for laboratory assis-tance, to Dr. A. Czekay and Dr. U. Schudack for correctingthe English, to Dr. P. Tarasov for helpful discussion and toR. Sta for calibrating 14C-dates to IntCal09. We would alsolike to thank Dr. W. Hoek, Dr. . Huebener, and furtheranonymous reviewers for their comprehensive and veryhelpful review of the manuscript.

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ISSN 0424-7116

Geoarchaeological evidence of Holocene human impact and soil

erosion on a till plain in Vorpommern (Kühlenhagen, NE-Germany)

Mathias Küster, Fred Ruchhöft, Sebastian Lorenz, Wolfgang Janke

Abstract: Geoarchaeological investigations close to a glacigenic kele-hole provide evidence of human impact on a till plain in Vorpom-mern in prehistorical and historical times and its geomorphic response. Basal sedimentary llings of the investigated depressioncomprise peat, gyja and aggradational peat reecting Early to Mid-Holocene hydrological changes. e upper sequence of alternating colluvial and organic layers indicate varying human impact over time. Absolute AMS 14C-datings of buried peatsand mineral horizons with partly high organic maer contents, proven by palynological and archaeological data, reect interimphases of surface stability. In contrast, the colluvial sands reect phases of accelerated prehistorical and historical selementand land use. e sands can be dated relatively to the organic layers as well as linked to the adjacent archaeological nds. eincreased erosion processes can thusly be placed during the Late Neolithic Period, the transition from the Late Bronze Age to

Early Iron Age, the Medieval Period and nally during the Modern Era. Accumulation of the youngest colluvium leads nallyto the lling of the outer portions of the kele-hole up to the current surface.

[Geoarchäologischer Nachweis des holozänen menschlichen Einusses und Bodenerosion auf einer Grundmoränenplattein Vorpommern (NE-Deutschland)]

Kurzfassung: Geoarchäologische Untersuchungen im Bereich eines glazigenen Solls verweisen auf den holozänen menschlichen Einuss auf einer Grundmoränenplae in Vorpommern in prähistorischer und historischer Zeit sowie dessen geomorphologische Rück-kopplung. Die basale sedimentäre Füllung der untersuchten Depression besteht aus Torf, Mudde und Verlandungstorf undspiegelt früh- bis mielholozäne hydrologische Schwankungen wider. Die obere Sequenz von wechselnden Kolluvien und orga-nogenen Schichten deutet auf einen variierenden menschlichen Einuss im Laufe der Zeit hin. Absolute AMS 14C-Datierungenvon begrabenen Torfen und Mineralbodenhorizonten mit zum Teil erhöhten Anteilen organischer Substanz, abgesichert durchpalynologische und archäologische Daten, belegen zwischenzeitliche Phasen von Oberächenstabilität. Hingegen reektierendie kolluvialen Sande Phasen erhöhter prähistorischer und historischer Besiedlung und Landnutzung. Die Sande können zumeinen relativ durch die organogenen Schichten datiert und zum anderen zu den benachbarten archäologischen Funden in Bezie-

hung gebracht werden. Erhöhte Erosionsprozesse werden demnach in das späte Neolithikum, den Übergang späte Bronzezeitzur frühen Eisenzeit, das Mielalter und letztendlich in die Moderne gestellt. Die Akkumulation des jüngsten Kolluviums ührtim Randbereich des Solls zur völligen Verüllung bis an die rezente Oberäche.

Keywords: till plain, soil erosion, Vorpommern, kele-hole, Holocene, human impact

Addresses of authors: M. Küster, S. Lorenz, W. Janke, University of Greifswald, Institute of Geography and Geology, Friedrich-Ludwig-Jahn-Str. 16,17487 Greifswald, Germany. E-Mail: [email protected];F. Ruhö, University of Greifswald, Institute of His-tory, Hans-Fallada-Str. 1, 17487 Greifswald, Germany. E-Mail: [email protected]

1 Introduction

Investigations of past human impact on terrestrial environ-ments in Central Europe have been well established by thegeosciences over the last ve decades. Studies oen focuson soil erosion processes, which are anthropogenically in-duced and triggered by geological forces (B et al. 1998;D 2005; S 2005). In contrast to the lowmountain ranges, erosion processes within the lowlandsof NE-Germany occur preferentially along the transitionalzone of landscape components (A, J K1983). In the range of till plains in Vorpommern, colluvi-al slope deposits are predominant. Accumulation occurswithin river catchments, kele-holes and other wet de-pressions (K J 1998; H et al. 2002). e

formation of colluvial sediments is closely related to theHolocene selement and land use history. Anthropogen-ic impacts dier in time and space, so colluviation is evi-dent during dierent periods and in dierent accumulation

areas (N 1998). alitative comparisons of regionalrecords oer an appropriate instrument for deducing aspatiotemporal model of erosion processes und human im-pact on a local, regional and global scale (B 1983; Bet al. 1998; B 2006; D 2008; D etal. 2010). Regional renements of these general models areimportant to detect diachronisms due to dierences in landuse, vegetation and relief development as well as climate(W 2003; Rß et al. 2009). For a good understand-ing of human impact in the past, it is therefore importantto blend geoscientic records and archaeological ndingsinto a geoarchaeological context, providing a comprehen-sive palaeo-perspective of environmental history (K,M W 2003; Z, B S 2003). e Kühlenhagen site reveals new data

concerning land use history, selement paern and thelandscape’s geomorphological response, as an example fortill plain sites in Vorpommern (NE-Germany).











Lithology

Till plains

Glaciofluvial - f sediments

luvial

Marine & aeolian sediments

Fluvial & lacustrine sediments,peat

Lagoons, rivers, lakes

GlaciolacustrineSediments

Outwash sediments

Ice-marginal zone

0 30 m

AB

C D

Fen (kettle-hole)

Buried kettle-hole

Water intake

Various settlement pits

KH-1

Neu Boltenhagen

Lodmannshagen

Kühlenhagen

Study site

Greifswalder Bodden

D ä n i s c h

e W i e k

Z iese

Krumminer Wiek0 4 km

A

C

D

Germany

Study area

Wolgast

B

P e e n e s t r o m

GreifswaldStudy area

Fig. 1: Location o the study area in Germany (A). e geological situation o the young morainic landscape around the study site in NE-Germany

(B; GLA 1996). Geoaraeological feldwork took place in the NW o the village Kühlenhagen (C). e araeological section in the range o the partly

buried kele-hole (D). e investigated exposures (A-B, C-D) and reerence core KH-1 are described in detail in Fig. 2.

Abb. 1: Lage des Untersuungsgebietes in Deutsland (A). Die geologise Situation der Jungmoränenlandsa in der Umgebung des Untersu-

ungspunktes in NE-Deutsland (B; GLA 1996). Die geoaräologisen Untersuungen anden im Nordwesten der Ortsa Kühlenhagen sta (C).

Der aräologise Sni im Berei des teilweise begrabenen Solls (D). Die untersuten Auslüsse (A-B, C-D) und der Reerenzkern KH-1 werden

näher in Abb. 2 besrieben.




2 Study area

e investigation area is characterised by at and undu-lating till interlocked with outwash plains and transectedby river valleys, mainly formed during the MecklenburgianPhase of the Weichselian glaciation (R et al. 1995,Fig. 1). Periglacial processes during the Late Glacial result-ed in cryogenic destratication of glacigenic surface sedi-ments, sedimentation processes on plain sites includingformation of “Geschiebedecksand” (GDS, “cover sands”)and cryogenic sediment structures such as ice-wedges.Nival runo, soliuction and abluation cause sedimentruno along slopes, resulting in a markable reshaping of glacigenic topography (H 1999; K 2004). Rivervalleys supplemented by tributary valleys (periglacial dryvalleys) display major regional dierences in elevation of 10–30 m to the adjacent plain sites (J 1983), represent-ing the base level of Holocene erosion processes. As a re-sult of dead ice melting, till plains are apparelled by smallbasins like glacigenic kele-holes, and furthermore wet or

dry depressions of anthropogenic origin (J J1970; K, J S 1973).

e Kühlenhagen site is located on the edge of a tillplain between the towns Greifswald and Wolgast south to-wards the Ziese Valley, with elevations of 16–30 m a.s.l.(Fig. 1). e further surroundings are currently used by for-estry and agriculture.

3 Material and Methods

Field workIn preperation for the construction of the OPAL gas pipe-

line, archaeological investigations took place at the Küh-lenhagen site in August 2009. e OPAL is the southernterrestrial connection to the subaquatic Nordstream pipe-line from Russia to Central Europe through the Baltic Sea.e investigated section at Kühlenhagen of c. 4000 sqm wasdivided into grids of 10 m x 10 m. All ndings of each gridwere marked, the exact location noted and recovered. Findswere described and classied in regional archaeologicalphases according to E (2004). At the transitionzone of the till plain and an aggradated and marginallylled depression a cross-section was excavated (Fig. 2). ereference faces were cleaned and described aer excava-tion following the guidelines of the IUSS W GWRB (2006). e exposure was documented in photographsand a scaled drawing. For detailed laboratory analysis a

sediment core of 8 cm diameter was recovered close to the

cross-section to a depth of 2 m (KH-1, Fig. 1).

Laboratory methodsDry-bulk-density (DBD) and water content were calculatedaer sample drying at 105° based on 4 ml sample cylinderat 5 cm steps. e organic content was determined by losson ignition (LOI) at 550° for 2 hours. Aerwards carbon-ates were removed by (10%) HCl (organic carbon was re-moved by burning process) for grain-size analysis with alaser particle sizer (Fritsch-Analysee 22). Pollen samplesfrom a buried soil surface horizon (Ahb, IUSS WG WRB 2006) as an age proof for AMS 14C-dates wereextracted in 1 cm slices from the core and separated byacetholyses (B 2004). Non-arboreal pollen (NAP, sporesand algae) were related to the amount of 100 tree pollen.Pollen zones (PZ) are related to F (1949) and Ket al. (2002). Four radiocarbon datings were determined atorganic layers, comprising macrofossil remains from peatand one bulk sample of a mineral horizon rich in organicmaer were determined (Tab. 1). Dates were calibrated us-ing CALIB 5.0.1 (S, R R 2005).

4 Results

Araeological nds and settlementsField investigations yielded 50 nds comprising a typicalselement repertory. Most of them were hardly damagedor moderately preserved, but some of them were signi-cant and gave the opportunity to date the selement site.

e mapped pits were used for storage purpose, otherswere mine pits. Adjacent to the pits seven re places andone oven were documented. Almost 100 m south of the de-pression four post-holes were found indicating the remainsof a double-span house. House types like this (20 m long,

6 m wide) are well documented in Late Bronze Age/EarlyIron Age selement sites in NE-Germany (S 2006).Some meters beside the investigated depression a water

intake was found (Fig. 1). e round pit has an average depthof 1 m and is lled with loamy sands rich in organic maerat the boom and loamy sands at the top, comprising sev-eral fragments of poery and charcoal. e adjacent sandytill sediments are characterised by stagnic features.

Poery from the selement belongs to funnel rim ves-sels or vessels with bulbous body and slightly grooved rim.Another typical type of ceramic for the site are bakingplates. is kind of ceramics is also described in other studysites in NE-Germany, typical for the transition Late BronzeAge to the Early Iron Age (S 1978). It is espe-cially signicant for the “Usedom-Wolin-Group“, a culturalgroup of the Early Iron Age in the area around the mouthof the Oder River, at the very northern rim of the Lusatian

Core Depth [cm] 14C yr BP Calibrated age (2σ)* Material δ13C Laboratory ID

KH-1 90–91 1699 ± 41 245–421 AD humic sand -29.4 Erl-13813

KH-1 115–116 2869 ± 42 1133–919 BC peat -30.3 Erl-13814

KH-1 162–163 9153 ± 62 8495–8271 BC peat -29.5 Erl-13815

KH-1 187–188 8876 ± 61 8238–7792 BC peat -28.3 Erl-13816

Tab. 1: Results o the AMS-dating o buried peats and humic sand samples. * Dates were calibrated using CALIB 5.0.1 (S, R & R 2005).

Tab. 1: Ergebnisse der AMS-Datierungen von Proben aus begrabenen Toren und Anmoor. * Die Daten wurden unter Verwendung von CALIB 5.0.1

(S, R & R 2005) kalibriert.




C D

A B

100 cm

[cm] [m a.s.l.]

20 40 8060

100

20

120

40

80

180

60

160

100 cm20 40 80600 0

e x p o s e d b y e x c a v a t o r

0

15.40

15.20

15.00

14.80

14.60

14.40

14.20

14.00140

13.80

13.60

8876 61±

9153 62±

2869 42±

1699 41±

PZ: Xb

Chronology[ C yr BP, PZ ]

14

DBD [g/cm ]3

Water content [wt.%] LOI [wt.%]

Grain sizes [%]

(Buried) surface soil horizon (Ahb, Ap)

Colluvium Lacustrine sand

Peat

Mineral horizon richin organic matter

Bones, antler

Till

Gravel, stones

Organic-siliceous gyttja

Lithology

c l a y

s i l t

f . s

a n d

m . s

a n d

c . s

a n d

[cm]

Core KH-1

A

B

10

20

30

40

50

60

70

80

100

90

110

120

130

140

150

160

170

180

190

200

0

0 1 2 3 0 20 40 60 80 100 0 20 40 60 80 100 0 20 40 60 80 100

M1

M2

M3

M4

M4

M3

M2

M1

Fig. 2: Detailed drawing o the lithological compositon o the kele-hole in its margin (A). Lithology, ronology and sedimentary parameters o core KH-1 (B).

Abb. 2: Detaillierte Zeinung der lithologisen Zusammensetzung im Randberei des Solls (A). Lithologie, Chronologie und sedimentologise Parameter

des Kerns KH-1 (B).




Depth [cm] 67 69 71 73 164 174 187

AP [%] 59.2 51.8 64.2 58.6 81.9 94.0 73.7

Shrubs [%] 1.8 4.7 0.6 1.2 5.5 3.2 5.1

NAP [%] 39.0 43.5 35.2 40.2 12.6 2.8 21.2

Pinus 19.0 21.0 21.5 50.2 39.3 71.1 39.6

Betula 3.0 8.0 2.0 3.0 13.5 3.4 41.6

Fagus 1.0

Quercus 8.0 9.0 6.0 7.0 12.5 4.9

Tilia 3.0 6.7 7.4

Ulmus 1.0 1.0 1.0 0.5 2.0

Alnus 3.0 9.0 5.0 10.0 22.0 11.3 1.0

Salix 66.0 50.0 64.5 28.8 4.0 1.5 15.8

Corylus 3.0 8.0 1.0 2.0 6.0 2.5 1.0

Juniperus 1.0 6.0

Wild grasses (undi.) 5.0 6.0 17.0 12.0 4.8 1.0 5.0

Cyperaceae 7.0 16.0 8.0 6.0 3.9 3.0 20.0

Cereals (sine Secale) 5.0 3.0 3.0 12.0

Secale 6.0 4.0 1.0 15.0

Cultural indicators/Weeds 13.0 12.0 4.0 7.0 2.0

Artemisia sp. 1.0 2.0 1.0 1.0 1.0 1.0

Chenopodiaceae 1.0 1.0 2.0

Plantago lanceolata 2.0 3.0 1.0

Centaurea cyanus 5.0 4.0 1.0 4.0

Calluna vulgaris 3.0 4.0 1.0 2.0

Aster-Type 1.0 1.0 1.0

Fenestrate Compositae 25.0 34.0 17.0 6.0

Filipendula ulmaria 2.0 3.0 0.5 1.0

Apiaceae 1.0 2.0 2.0 1.0

Typha latifolia 2.0 0.5

Sphagnum-Type 6.0 2.0 1.0 2.0

Bryophyta-Type (sine Sphagnum) 34.0 100.0 38.0 28.0 64.0 70.0 16.0

Monolete Polypodiales 9.0 9.0 6.0 8.0 26.0 52.0 2.0

Pteridium aquilinum 2.0 1.0 2.0 2.0 2.0

Lycopodium inundatum 16.0 41.0 30.0 6.0 1.0

Equisetum-Type 11.0 14.0 8.0 4.0 6.7 5.0 22.0

Radiococcus nimbatus-Type 1.0 3.0

Pediastrum sp. 2.0

Botryococcus braunii 1.0 1.0

Pollen+Spores/mm3 sediment 4.0 4.9 14.2 342.6 435.2 1463.0 87.6

Pollen zones (Firbas

1949,Kaiser

et al. 2002) Xb Xb Xb Xb VII/VIII VI IVChronozones (Mangerud et al. 1974) SA SA SA SA* AT/SB* AT* PB*

Tab. 2: Selected parameters o the palynological analyses o organic layer and the Ahb horizon. * SA – Subatlantic, AT – Atlantic, AT/SB – Atlantic/Sub-

boreal, PB – Preboreal.

Tab. 2: Ausgewählte Parameter der pollenkundlien Analysen der organisen Horizonte und des ossilen Bodenhorizontes, Ah.* SA – Subatlantikum, AT

– Atlantikum, AT/SB – Atlantikum/Subboreal, PB – Präboreal.

culture, described by H (1963) and L (1981, 1989).Another sign for dating the selement to this time is thelack of int artefacts, which are distinctive for the EarlyBronze Age (S 1999).

Sedimentary and palynological recordse basin of the depression is made up of a greyish-bluediamicton, which shows a dominant ne sediment matrixof silt and clay with subordinated gravel and stones (Fig. 2).Stratigraphically it can be classied as glacigenic till asso-

ciated with the Mecklenburgian Phase of the Weichselianglaciation.

e thin sandy peat layer above is characterised byLOI of c. 32 %. A peat sample reveals a radiocarbon age of 8876 ± 61 yr BP (Tab. 1) and dates the onset of peat forma-tion to the Early Boreal. e absence of thermophilic pol-len species and the high abundance of Betula, NAP and thetotal amount of pollen and spores/mm3 indicate a Preborealpalyno-age of that peat (Tab. 2, 187 cm depth).

e coarse detrital gyja above reects a rising trend of




water table resulting in sedimentation of lacustrine sedi-ments within the depression. In the same stratigraphic po-sition with an o-set of almost 2 m to the organic gyjadetected in core KH-1 and exposure KH-2 (C-D) a calcare-

ous gyja was identied during excavation. us, one canassume the intermediate existence of a small lake includingalternating lioral sedimentation conditions on a smallscale. In the shallow fringe wave eects of an open waterbody resulted in lioral sediment translocation, reectedby worked o lacustrine sands.

Another, c. 20 cm thick peat section above shows maxi-mum LOI values of c. 60 % and consists of reed rhizoms ingrowing position within a black amorphic matrix. Whilean AMS sample provides a radiocarbon age of 9153 ± 62 yrBP (Preboreal), the pollen content reveals a forest composi-tion of the Early Atlantic (Tab. 2, 174 cm depth), displayedby a dominant amount of Pinus , Alnus and Tilia. A secondpollen sample at 164 cm depth holds a higher proportion of NAP, while the arboreal pollen portion is dominated by Pi- nus , Betula, Qercus and Alnus . us we assign this sectionto the Late Atlantic/Subboreal transition (Tab. 2).

e colluvium M1 (c. 1.50–1.30 m depth) consists pre-dominantly of silt and in the range of the transition to thepeat above of sand. Subordinated ne gravel and redepos-ited plant material (reeds) are included.

e overlying peat is partly mineralised at its base, but itis rich in wood remains and notable stones, gravel and sandin equal stratigraphic position. At c. 1.10 m depth there aresingle stray sands and several ndings of municipal waste.

Seventeen bones from sheep and goat and fragments of anelk have been recovered. A radiocarbon age of 2869 ± 42 yrBP dates the peat formation to the Subboreal. is age isproven by the archaeological context, which dates sele-

ment activity at the surrounding and artefacts within thepeat to the Late Bronze Age.

e colluvium M2 is characterised by redeposited plantmaterial, sand and ne sediment fraction (clay, silt), while

within exposure KH-2 (C-D) ne and medium sand and al-so gravel could be detected. is indicates a gradual reduc-tion of grain size from the catchment towards basin cen-tre, possibly due to a lowering of transport capacity duringrun-o (A 1998).

e buried mineral horizon with high organic maercontent reects subsequent intermient surface stabilityduring wet conditions within the depression, emphasisedby rather decomposed macrofossil remains of sedges. A ra-diocarbon age of 1699 ± 41 yr BP reveals an approximatetime mark of layer formation.

Colluvial layer M3 is separated from colluvium M4 bya soil surface horizon (Ahb, IUSS W G WRB2006). e pollen sample at 73 cm depth contains high val-ues of NAP and cereals including Secale . While cereals di-minish between 67–73 cm depth, weeds increase.

e buried soil surface horizon is related to the YoungerSubatlantic (Middle Ages, Tab. 2). Both colluvial unitsshow a grain size distribution dominated by ne and me-dium sands. e ploughed horizon at the surface (Ap, IUSSW G WRB 2006) reects current agriculturaluse at the investigation site.

5 Discussion

e investigated depression can be classied as a glaci-genic kele-hole due to the record of a basal peat of Ear-ly Holocene age, which covers the glacial parent materi-al (till) aer meltout processes of stagnant ice during the

Rappenhagen

Neu Boltenhagen

Lodmannshagen

Karbow

Kühlenhagen

Netzeband

Katzow

Schalensee

Pritzier

+

+

+

++

+

+

+

++

+

+

+

+

+

+

+++

+

+

+

0 1.5 km

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

Study site

Fig. 3: Prehistorical fnds and selements around Kühlenhagen. 1 Pre-Neolithic undi., 2 Neolithic, 3 Early Bronze Age, 4 Late Bronze Age, 5 Pre-Roman

Iron Age, 6 Roman Empire, 7 Iron smelting.

Abb. 3: Prähistorise Funde und Siedlungen um Kühlenhagen. 1 vorneolithis undi., 2 Neolithikum, 3 rühe Bronzezeit, 4 späte Bronzezeit , 5 Vorrö-

mise Eisenzeit, 6 Römise Kaiserzeit, 7 Eisenverhüung.




Ploughing horizon (Ap)

Colluvium Lacustrine sand

GyttjaParent soil(Luvisol)

Till

Organic layer/horizon

Cover sand

Lake-level

Mesolithic (Boreal) Roman Iron Age - Slavonic Period

sedges

Mesolithic - Neolithic (Atlantic)

reeds

Medieval Times

Late Neolithic Late Medieval Times

Early Bronze Age Modern Times

Settlement pit

Water intake

Late Bronze Age - Iron Age Modern Times

Fig. 4: Idealised model o Holocene landscape development and human impact at Kühlenhagen.

Abb. 4: Idealisiertes Modell zu holozäner Landsasentwilung und mensliem Einuss bei Kühlenhagen.

Late Glacial period of the Weichselian glaciation (K, J S 1973). e change from peat to gyjapoints to the existence of an open intermediate and shal-

low lake (Fig. 4). An increase in the ground water and thusincreased water lling into the small closed depression canbe concluded for the Boreal. Palaeohydrological studies atvarious lakes in NE-Germany show similar trends of ris-

ing lake-levels from the Boreal to the Mid-Atlantic (Ket al. 2003; L 2007; K 2009; L et al. 2009).e mineral sand peak (medium and coarse sand) at the

gyja-peat transition and the onset of peat formation itself reect a shore displacement towards the lake basin due to adrop in lake-level and following aggradation (D1986; H D 1993). e pollen values




from the aggradational peat allow this to be clearly dis-tinguished from the Boreal and put it in the Early Atlan-tic Period. Based on the palynological data, the obtained14C-age (Erl-13815) from the peat can be regarded as too oldpossibly due to allochthonous input of older organic mate-rial and minerogenic maer during mean erosional proc-esses. Slope erosion during the Early to Mid-Holocene isdocumented from various sites in Germany, summarisedby D et al. (2010).

e accumulation of colluvium M1 shows a rst promi-nant phase of anthropogenic inuence in the study area. Asa prerequisite for erosional input to the basin, forest clear-ing resulting in a partly exposed surface in the kele-holesurroundings must be assumed. e peat above is AMS-dated to the Late Subboreal. is age is proven by ndingswithin the peat at the same depth and the archaeologicalcontext of the reconstructed selement close to the kele-hole, set to the Late Bronze Age/Early Iron Age. e instal-lation of the water intake close to the depression reectsthe importance of water withdrawal for selement ac-

tivities during the aggradation process. Because of recon-structed rates of peat growing from regional sites from theMid-Atlantic to the Subboreal of 0.1 mm/a (K 1987) andabout 0.3 mm/a during the Subboreal (L et al. 2009)and taking the palynological and radiocarbon datings intoaccount, giving a maximum and minimum age of underly-ing and overlying peat, the accumulation of the colluviumM1 can be adopted for the Mid-Subboreal, the Late Neo-lithic Period in this region (E 2004). is period isproven within the study area by many single nds, whileat least two places close to Kühlenhagen site can be indi-cated as small selements (R 2009, Fig. 3). ere-

fore a geomorphic response on Neolithic human impact isassumed, however evidence of colluvial sediments of thisperiod have not been discovered for the area of Vorpom-mern, exceptionally demonstrated by K, E J (2000) in a similar morphological situation in thesouth of the Darß-Zingst peninsula (southern Baltic coast).e human impact during the Neolitic is more signicantlyrecorded in regional pollen sequences, reecting secondarysuccession cycles on small previously agricultural elds(K, M W 2003).

Aer accumulation of colluvium M2 an interim postsed-imentary phase of surface stability occured reected by theformation of a soil horizon of high organic content withinthe colluvial parent material under increased groundwa-ter inuence at least during the Roman Iron Age. e ex-tracted 14C-age, Erl-13813, gives a minimum age of organiclayer formation (L 1961; LS, K B 1991). erefore a sedimentation period of thecolluvium M2 between the Late Bronze Age and the RomanIron Age can be traced.

Many selements from the Younger Bronze Age up to theRoman Iron Age were discovered around Kühlenhagen inthe last years. Some hundred meters in the south of the in-vestigated depression a Germanic selement with cemeteryfrom the Late Roman Iron Age was detected (R 1988;

R S 2004). us selement activitiesfrom the Younger Bronze Age up to Late Roman Iron Agemight be seen as a continual process, indicating that humanactivities at Kühlenhagen during this period were signicantin prehistorical times, resulting in soil erosion processes.

e deposition of both colluvial sediment units on topleads to the nal lling of the edge of the kele-hole. epalynological data of the buried surface horizon indicatean approximate time frame from the Late Medieval to theEarly Modern Era giving a maximum age of the colluviumM3, which thus comprises the Slavonic Period up to theGerman Medieval. Based on a few regional Slavonic nd-ings, the mineral sediment inux is rather explained by soilerosion due to deforestation for areas of selements andagricultural use during the Eastern Colonisation of the 13th century AD. is is also recorded sedimentologically in adjacent areas in formation of aeolian dri sands (J 1971).

e pollen samples from the buried Ahb horizon giveevidence of intense human impact close to the kele-holedue to forest clearing and subsequent extensive agricultur-al use. During the Modern Era up to the recent past, soilerosion leads to the nal lling of the outer part of thedepression up to the present level. Based on numerous col-luvial records in adjacent till plains, this period appears tobe the dominant historical erosion phase throughout Vor-

pommern (H et al. 2002).

6 Conclusions

is study represents qualitative data of the Holocenelandscape development in Vorpommern. ereby geoar-chaeological investigations at a glacigenic kele-hole givesedimentary evidence of prehistorical and historical phasesof soil erosion, reecting human impact and geomorpho-logical response at a till plain. e rst sedimentologicalngerprint of human impact at Kühlenhagen is reectedby colluvial sediments dated to the Late Neolithic. How-

ever, regional land use intensities were relatively low. Analmost continuous selement process within the investiga-tion area occurred from the Late Bronze Age up to the LateRoman Iron Age. Land use and selement activities at thetransition from the Late Bronze Age to the Early Iron Ageled to soil erosion. Taking the density of selement ndsinto consideration one can assume that human impact dur-ing this prehistorical period was signicant. Aer follow-ing moderate to low human inuences up to the SlavonicPeriod, deforestation during the Eastern Colonisation inthe 13th century stripped the surface bare initialising a thirdphase of soil erosion ending in the Late Middle Ages, wherean interim phase of surface stability could be reconstruct-ed. Agriculture related soil erosion during the Modern Eraled to a nal silting of the kele-hole.

Acknowledgements

We would like to thank Michael Naumann (Hannover) forhis support during eld work and Christina Hierath (An-germünde) for proofreading English. Finally we are grate-ful to two reviewers who gave us critical remarks and help-ful advice for our manuscript.

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ISSN 0424-7116

Zwei markante Stauchmoränen: Peski/Belorussland

und Jasmund, Ostseeinsel Rügen/Nordostdeutschland -Gemeinsame Merkmale und Unterschiede

Alfred O. Ludwig

Abstract: Structure, architecture and formation of the push moraine near Peski (Belorussia) are described and compared with those of thepush moraine on the Jasmund peninsula (Germany, Rügen Island). It is common to both push moraines, that the Upper Creta-ceous and Pleistocene sediments – at Peski Tertiary sands additional – are glacigenously folded and faulted (imbricate struc-tures). e ice raed folds and slabs in both push moraines resemble to a great extend, while the architectures are fundamentallydierent. Near Peski an arch-shaped zone of ice pushed ridges had developed at the front of an extensive lobe of the inland ice,but in the Jasmund peninsula region an elevated area must had split the ice stream following the Baltic sea depression intotwo parts which initially had own around the elevation and the rst pushed ridges. erefore the glacigenic compression at Jasmund has started from the anks of two ice tongues. e interpretation as an acute notched push moraine („Kerbstauch-moräne“) is compared with the idea of a rstly loop-shaped installed zone of ice pushed ridges, which have been reshaped bythe ice later on. Furthermore the geological position of both push moraines is discussed in relation to the fault structures belowthe aternary cover as well as to the tectonic reactivations of these faults up to the Pleistocene period.e glacigenous deformation near Peski is ascribed to the Sosch-(Warthe-)ice advance, but the formation of the Jasmund pushmoraine is classied as a Weichselian event (post Brandenburg phase). Characteristic of both events is that they followed aglaciation´s climax aer the maximum ice sheet propagation. Obviously these declining climatic periods had provided excep-tional soil physical conditions for the ice eects on the underground.

(Two striking push moraines: Peski/Belorussland and Jasmund/Rügen Island,NE Germany – common features and dierences)

Kurzfassung: Strukturen, Architektur und Genese der Stauchmoräne Peski/ Belorussland werden beschrieben und mit der Stauchmoräne Jasmund/Rügen verglichen. In beiden Stauchmoränen sind Oberkreide- und Pleistozänfolgen, bei Peski zusätzlich tertiäre Sande,glazigen gefaltet und verschuppt worden. Die Falten und Schuppen gleichen sich in beiden Stauchzonen in den Formen undAusmaßen weitgehend. In ihrer Architektur unterscheiden sich beide Großstrukturen jedoch prinzipiell voneinander: Bei Peski

ist eine bogenörmige Stauchzone an der Stirn eines ausgedehnten Eislobus entstanden; auf Jasmund ist der Eisstrom, der derOstseesenke gefolgt war, durch ein höher liegendes Areal zweigeteilt worden und hat dieses samt den ersten Stauch wällenzunächst umossen. Hier ist die Stauchung von den Flanken zweier Eiszungen ausgegangen. Der Interpretation als einer spitz-winkligen Kerbstauchung wird die Vorstellung einer in der Anlage schlingenörmig geraen Stauchung gegenübergestellt, diespäter vom Eis überprägt worden ist. Die Lagebeziehungen beider Stauchmoränen zu den Bruchstrukturen im präquartärenUntergrund der Region und zu deren neotektonischen Mobilität werden diskutiert.Die glazigene Stauchung bei Peski wird dem Sosch-(Warthe-)eis zugeschrieben, die auf Jasmund der Weichselvereisung. BeideStauchungen sind nach dem Höhepunkt einer Vereisung, nach der maximalen Eisausbreitung, erfolgt. Diese rückläugen Kälte-perioden boten besonders günstige Voraussetzungen ür Einwirkungen des Inlandeises auf den Untergrund.

Keywords: push moraine, structural elements, ormation, Pleistocene, Belorussia, NE Germany

Address of author: A.O. Ludwig, Auf dem Kiewi 12/79, D-14471, Potsdam.

1 Einleitung

In die Stauchmoräne bei Peski im Westen Belorusslandssind Oberkreideschichten in die glazigene Deformationeinbezogen, ähnlich wie in der Stauchmoräne Jasmund/Insel Rügen. Der Vergleich beider Stauchmoränen soll diegemeinsamen Merkmale und Unterschiede aufzeigen undglazialgeologisch auswerten. Prof. Dr. E. A. Levkov†, In-stitut ür Geologische Wissenschaen der Akademie derWissenschaen Belorusslands in Minsk, hat den Bau derStauchmoräne Peski mit ihren umfangreichen Lagerstät-ten an Oberkreidekalk (in Schreibkreidefazies mit Flint)

in jahrelanger Erkundungsarbeit ür die Zementindustrieweitgehend geklärt (L 1980 und mündliche Miei-lung 1996 vor Ort). Der folgende Überblick basiert auf denErgebnissen von Levkov.

2 Die Stauchmoräne bei Peski, Gebiet Grodno,Westbelorussland

2.1 Allgemeines und Architektur der StauchmoränePeski

Die Stauchmoräne liegt in Lulinie ca. 700 km von Jasmundentfernt und ca. einen Breitengrad südlicher (Abb. 1, 2). Ih-re achen, parallelen Hügelkeen erheben sich um 15–20 müber das nach SE ach ansteigende und sie umgebendeTieand (ähnliche Stauchmoränen Belorusslands erhebensich auch nur um 20–30 m über ihre Umgebung). Die Hü-

gelkeen bilden einen ca. 25 km langen Stauchmoränen-bogen, der dem Sosch-(Warthe-)Eisvorstoß zugeschriebenwird und von diesem noch überfahren worden ist. DieEinzelstrukturen werden von der Sosch-Moräne (u.a. ow






Abb. 1: Lage der Staumoränen Peski und Jasmund.

Fig. 1: Locations o Peski and Jasmund push moraines.

till) und uvioglazialen Sedimenten diskordant überdeckt.Der Außenrand des Sosch-Eises lag ca. 80 km südlich bissüdwestlich der Stauchmoräne. Diese ist an einigen Stellenin bis zu 4 km langen und bis 40 m tiefen Gruben ür dieKreidegewinnung (Zementindustrie) gut aufgeschlossen.Die Gruben folgen dem Streichen der Stauchungsstruktu-

ren (Abb. 2).Von der Stauchung betroen ist eine Schichtfolge von

Oberkreide des Campan mit Lagen von Flintknollen, vonSanden des Obereozän, sandig-tonigen Sedimenten des

Neogen (Miozän?) und Ablagerungen des Pleistozän(Abb. 3). Fossilührende Sedimente interstadialer und in-terglazialer Perioden sind nicht beobachtet worden.

2.2 Innerer Bau (Strukturelemente) und Genese derStauchmoräne Peski

In dem 3–5 km, maximal 8 km breiten Stauchungsbogen fol-gen bis zu 20 größere Falten- und Schuppenstrukturen querzum Streichen aufeinander (anderenorts in Belorussland bis

Abb. 2: Grundriss des Falten- und Suppenbaus der Staumoräne Peski, Rayon Grodno (na L 1980); links oben Lage der behandelten Auslüsse.

Dargestellter Staumoränenbogen ca. 25 km.

Fig. 2: Folds and imbricate structures o the push moraine Peski in plan, Grodno region (rom L 1980); inset: locations o the studied exposures o the

Peski push moraine. Outlined ice pushed lobe about 25 km.




zu 22, in der Ukraine bis zu 35, mündliche Mieilung vonLevkov). Das abgescherte und gefaltete beziehungsweiseverschuppte Schichtpaket ist etwa auf die Häle seiner ur-sprünglichen Länge verkürzt worden. Für die Stauchmorä-ne Muskauer Faltenbogen (s. unten) gibt K (1997) nachRückrotation der Schuppen ebenfalls ca. 50% Verkürzung an.Als Strukturelemente kommen vor: stehende isoklinaleFalten, Schleppfalten, Koerfalten, Faltenüberschiebun-gen bis zu dachziegelartig gelagerten Schuppenstrukturen.Stellenweise, vor allem im Bereich von glazigenen er-störungen (s. u.), treten wesentlich kompliziertere, schwerzu erfassende und zu deutende Strukturformen auf. Injek-tivfalten waren in der Stauchmoräne Peski nicht aufge-schlossen. Anderenorts sind in Belorussland Injektivfaltenmit Amplituden von 50 bis zu 90 m beobachtet worden(mdl. Mi. Levkov).

Die Vergenz der Falten- und Schuppenstrukturen istvom Eis weggewandt, selten umgekehrt. Die Neigung derSchuppen steigert sich in der Regel von 30–40 auf der Au-

ßenseite des Stauchungsgürtels bis auf 90 auf der Innensei-te, mit Einfallen in nordwestliche Richtungen, dem Eis zu-gewandt. Dementsprechend ändert sich die Ausstrichbreiteim Kartenbild von 80–100 m innen auf 200–230 m außen. In

der Regel benden sich die Schichten auf dem Hangendü-gel der Strukturen in ihrem ursprünglichen Verband. Dasabgescherte und gestauchte Schichtpaket ist bis zu 80 m,bisweilen 160 m über seine ursprüngliche Lage gehobenworden (Abb. 4 u. 5).

Als bemerkenswert erscheint es, dass unter der Basisdes obereozänen Sandes auf der Kreide ungeachtet der be-trächtlichen Lücke (Maastricht bis einschließlich Mieleo-zän fehlen) weder eine Bodenbildung noch eine Anreiche-rung von Flintknollen noch Verkarstungserscheinungennoch sonstige Merkmale einer Sedimentationsunterbre-chung zu beobachten waren. Die in der Kreide heute sicht-baren bis 4,5 m langen Karströhren (Geologische Orgeln)stehen ähnlich wie auf Jasmund vertikal in der Kreide, un-abhängig von deren Lagerung (Abb. 6a, b). Sie sind durchdie Stauchung nicht verstellt worden sondern erst nach derStauchung unter der dünnen diskordanten Pleistozänaua-ge entstanden.

2.3 Aufschlussbeispiele

Einige Aufschlussbilder sollen helfen, die Darstellung zuveranschaulichen: In einer Kreidegrube bei Krasnoselski

Abb. 3: Die stratigraphisen Normalprofle der glazigen gestörten Sitolgen bei Peski / Belorussland und au der Halbinsel Jasmund / Rügen.

Fig. 3: e stratigraphic sequences, glacigenous dislocated near Peski / Belorussia and on Jasmund peninsula / Rügen.




(Abb. 2) ist eine breite Koerfalte angeschnien. Im Zwi-ckel vor ihrer Stirn zur im Süden folgenden Struktur sindSande des Paläogen und Neogen ächerörmig steil einge-quetscht, mehr oder weniger parallel zu den abtauchen-den Flintbändern in der Kreide (Abb. 6a, b). Auf der achereinfallenden Nordseite ist nur das Paläogen noch über der

Kreide angeschnien. Der diskordante Geschiebemergel isttechnisch abgeräumt.

Die südliche Grube bei Karpovzi (Abb. 2) lieferte ein Bei-spiel ür kompliziertere glazigene Deformationen: die Ein-

spießung eines Kreidekeils in die hangenden Obereozän-sande auf dem Hangendügel einer Kreideschuppe (Abb. 7).Außerdem durchziehen stellenweise Schnüre dieser Sandedie Kreide, und in einer gelbgrauen Schmierzone haben sichdie Kreide und die Obereozänsande miteinander vermischt.Schwieriger ist die Deutung der Lagerungsformen zwi-

schen den Kreideschuppen im Detail, da die Kontaktzo-nen zwischen diesen, ür die Kreidegewinnung wenigerinteressant, in der Regel nicht aufgeschlossen werden. Sowar es ein Glücksfall, 1986 beim Ort Karpovzi (Abb. 2) ei-

Abb. 4: Geologises Kartenbild bei Krasnoselski, Südteil der Staumoräne Peski, ohne diskordant auagerndes Pleistozän (aus L 1980).Fig. 4: Geological map, area near Krasnoselski, southern part o the Peski push moraine, without discordant Pleistocene beds (rom L 1980).

Abb. 5: Geologiser Suppenbau (Qerprofl) der Staumoräne Peski (aus L 1980).

Fig. 5: Geological structure (transverse section) o the Peski push moraine (rom L 1980).




nen frischen Anschni quer zum Streichen zwischen zweiFalten-(Schuppen-)strukturen dokumentieren zu können(Abb. 8 a, b). Das seltene Prol gibt Einblick in den Defor-mationsmechanismus, der sonst weitgehend aus Bohrpro-len abgeleitet werden musste.

Das erprol zeigt im Norden und Süden steil aufge-richtete Schichten (Oberkreide bis erster Geschiebemergelder Pleistozänfolge) und in der Mie Muldenstellung derhöheren Glieder des Pleistozäns. Südlich des Muldenzent-rums hae sich eine Mobilzone entwickelt in der Schichtenunterdrückt beziehungsweise in ihrer Mächtigkeit redu-ziert worden sind. Das tri zu auf den uvioglazialen Sand

zwischen den Geschiebemergeln I und II, den Geschiebe-mergel II und den Sand mit Schluagen zwischen Meter 50und 60. In der Mobilzone sind die Schichten stark verpresstund mehr oder weniger vermischt worden, vor allem der

Bänderton und Teile des hangenden Sandes mit Schlua-gen, die bei der Deformation als Schmiermiel gewirkt ha-ben. Anscheinend sind auch Anteile vom Geschiebemer-gel II darin enthalten. Die starke Kompression im Innerender Mulde hat diese leicht beweglichen Sedimente auf demSüdügel vor allem nach oben ausgequetscht, währendandere Schichten und Schicheile in der Tiefe verbliebensind. Oen bleibt, ob diese etschzone nur auf den jün-geren Teil der Pleistozänfolge, der sich eng an das Mulden-zentrum anschließt, beschränkt ist – ähnliche Deforma-tionsbilder sind aus Norddeutschland bekannt – oder, obdie mobile Zone Teil einer tiefergreifenden eistektonischen

Störzone im Kontaktbereich zwischen zwei Falten oderSchuppen ist. Der in anderen Aufschlüssen der Stauchmo-räne Peski beobachtete diskordante Geschiebemergel desSosch-Eisvorstoßes fehlt hier. Nur grobe glaziuviale Sedi-

Abb. 6a: Koeralte, Kreidegrube bei Krasnoselski (Aunahme: A. O. L 1986).

Abb. 6b: Steil gestellte paläogene und neogene (hell) Sande vor der Stirn der Koeralte der Abb. 6a, Kreidegrube bei Krasnoselski (Foto: A. O. L 1986).

Fig. 6a: Coer old, alk pit near Krasnoselski (sketed: A. O. L 1986).

Fig. 6b: Steeply set up Paleogene and Neogene (light) sand beds in ront o the coer old presented in fg. 6a, alk pit near Krasnoselski (photo: A. O.

L 1986).




mente schließen in erosiv diskordanter Auage das Prol

zum Hangenden hin ab. Das stauchende Eis hat keine lü-ckenlose Geschiebemergeldecke hinterlassen.

2.4 Architektur und Genese der Stauchmoräne Peski

Die Architektur der Stauchmoräne ist sehr regelmäßig, ge-radezu lehrbuchmäßig gestaltet. Es liegt ein Dehnungsbo-gen vor, gebildet an der Stirn eines großen Gletscherlobus(Abb. 2 u. 9). Im Landschasbild hebt sich der Stauchmorä-nenbogen noch durch ache parallele Rücken hervor, die15–20 m über die Umgebung aufragen. Mit der Vergröße-rung seines Radius bei der Stauchung war notwendig eineWeitung des Bogens (eisauswärts konvexer Dehnungsbo-gen) verbunden. Diese Dehnungen sind durch erstre-ckung der beim Zusammenschub unter Kompression ste-henden Schichten kompensiert worden, sodass quer zumStreichen keine Lücken aufgerissen sind. Gleichzeitig istbeim Zusammen- und Vorschub durch das andringendeEis Material nach oben, in Richtung des geringsten Wider-stands, ausgequetscht und sind die Falten und Schuppenzunehmend steiler aufgerichtet worden, auf der Innenseitedes Bogens stärker als außen.

Andererseits hat das Eis benachbarte Abschnie dervom Untergrund abgescherten Schichtfolge unterschiedlichstark zusammengeschoben, abhängig von den materiellen

Inhomogenitäten im Eis und daraus folgenden Bewegungs-inhomogenitäten (innere Reibung und Bodenreibung) undvon den topographischen, bodenmechanischen und klima-tischen Parametern in seinem Vor- und Umfeld.

Folge des ungleichmäßig starken Zusammenschubs be-

nachbarter Bogenabschnie zusammen mit der Weitungdes Bogens ist eine ergliederung des Stauchungsbo-gens durch erstörungen mit seitlichen Versätzen anden Grenzen benachbarter Sektoren. Diese Versätze sindals horizontale Flexuren oder Rupturen (Scherungszonen)ausgebildet (Abb. 9). Dabei wird das radiale Spaltensys-tem des Gletscherlobus bis zu einem gewissen Grade inden Stauchungsgürtel vor der Gletscherstirn übertragen.Außerdem kommen kompliziertere, schwer zu erfassendeund zu deutende Deformationen vor. Die erstrukturenbilden Schwächezonen. Das in diesen aufgelockerte Ge-steinsgeüge widersteht der uviatilen Ausräumung we-niger. Ausgeprägteren Schwächezonen folgen die FlüsseSelvjanka und Rossj (Abb. 2 u. 9). Die erversätze, an de-nen die Falten- und Schuppenstrukturen abreißen, habendie Länge der Kreidegruben im Streichen der Schichten be-stimmt. Im Dehnungsbogen der Stauchmoräne Peski mes-sen die Kreidegruben in der Regel um 2, maximal 4 km. ImMuskauer Faltenbogen (ohne Kreideanteile, s. u.) sind dieSchuppenstrukturen auf ähnliche Erstreckungen zu verfol-gen (K 1997).

Im Hinterland jeder derartigen Stauchmoräne in Belo-russland ndet sich eine Geländedepression, die das Arealbezeichnet, aus dem die gestauchten Schichtpakete herzu-leiten sind.

Ein in den Ausmaßen vergleichbares Objekt ist die sehrgut untersuchte Stauchmoräne Muskauer Faltenbogen (imengeren Sinne) südöstlich von Cobus (K 1997). Siebildet den äußersten (südlichsten) und jüngsten einer Staf-

Abb. 7: Komplizierte glazigene Deormation von Kreide-Paläogen-Siten in einer Kreidegrube bei Karpovzi (Foto: A. O. L 1986).

Fig. 7: More complicated glacigenous deormation o alk and Paleogene beds in a alk pit near Karpovzi (photo: A. O. L 1986).




fel von drei hintereinander liegenden Stauchmoränenbö-gen. Diese sind während zunehmend nach S ausgreifen-der Vorstoßetappen des Elster-II-Eises entstanden. Das Eisfolgte auch hier einer ach nach S schwach ansteigendenHohlform des Geländes. Der Muskauer Faltenbogen zeigtebenfalls die Architektur und Merkmale eines Dehnungs-

bogens mit Weitungen quer zum Streichen der Strukturen.An diesen sind die Schichten bis zu 100 m gegeneinanderversetzt. Den Stauchungsbogen durchbricht die Neiße innördlicher Richtung.

Das strukturelle Inventar ist in den Formen und Dimensi-onen dem in der Stauchmoräne Peski ähnlich, desgleichendie Verkürzung auf ca. 50% der ursprünglichen Länge unddie Tiefenlage der Abscherzone im Untergrund. EinzelneSchuppenstrukturen halten im Streichen bis zu 3 km Län-ge und mehr aus. Im Unterschied zur Stauchmoräne Peski

sind im Muskauer Faltenbogen weniger feste feinklasti-sche Sedimente und Braunkohleöze deformiert worden,Schreibkreide fehlt. Demgemäß treten plastisch-ießendeVerformungen (Falten), besonders auf der Innenseite des

Abb. 8a: Geologises Qerprofl dur die Pleistozän- und Tertiärolge zwisen zwei Kreidestrukturen bei Karpovzi (geologise Aunahme: A. O.

L 1986).

Abb. 8b: Steil gestellte Kreide-Tertiär-Siten und Gesiebemergel I unter diskordant augelagertem uvioglazialem Sand und Kies; Südteil des Profls

der Abb. 8a; Karpovzi, K2 – Oberkreide, Pg – Paläogen, Ng – Neogen (Foto: A. O. L 1986).

Fig. 8a: Geological profle crossing the Pleistocene and Tertiary sequences between two alk structures near Karpovzi (geological sket: A. O. L 1986).

Fig. 8b: Steep set up Cretaceous-Tertiary beds and till I discordant superimposed by Pleistocene sand and gravel; southern part o profle fg. 8a; Karpovzi,

K2 – Upper Cretaceous alk, Pg – Paleogene, Ng – Neogene (photo: A. O. L 1986).




Faltenbogens, stärker hervor als rupturelle (Schuppen). Ers-tere sind nach K (1997) unter dem randlichen Eis ent-standen, letztere vor der Stirn des Eislobus. Die eisnahenSchuppen sind ebenfalls steiler gelagert als die eisferneren.

Überliefert ist im Muskauer Faltenbogen nur der starkgekappte Rest der Stauchmoräne. Außer den Eisübergän-gen (Elster- und Saale-Eis) haben Erosion und Verwie-rung während der späteren Wärme- und Kälteperioden dasStauchmoränenrelief weitgehend eingeebnet.

3 Die Stauchmoräne Jasmund

3.1 Allgemeines

Die Stauchmoräne Jasmund ist kleiner dimensioniert alsdie Stauchmoräne Peski, jedoch nehmen ihre Strukturele-mente mit mehreren 10 m bis >100 m ähnliche Ausmaßeein. Auch die Strukturformen beider Stauchmoränen glei-chen sich weitgehend (Abb. 10 u. 11). Aufgeschlossen ist dieStauchmoräne Jasmund weniger gut als die Stauchmoräne

Peski, jedoch sind einige Erkundungsfelder, vor allem imSüdteil von Jasmund und im Norden, beim Ort Gummanz,von G ür die Kreideindustrie näher untersucht wor-den. Seine Ergebnisse haben die Kenntnisse über den Bauin diesen Teilen der Stauchmoräne bedeutend erweitertund die strukturelle Interpretation sehr geördert (G1961, 2003). Die gestauchte Schichtfolge zeigt Abb. 3.

Für die erkundeten Gebiete ist ein relativ regelmäßigerSchuppenbau mit im Süden W- und im Norden SW-Ver-genzen ermielt worden und mit bis zu 15 Kreideschup-pen hintereinander. Im Nordügel, bei Gummanz, erstrecktsich mit 1500 m die im Streichen längste erkundete Kreide-

schuppe (G 2003). Der größte industrielle Aufschluss,der Kreidetagebau Wienfelde, liegt am Rande der Kernzo-ne der Stauchmoräne (Hochjasmund).

Im unter Naturschutz gestellten Kernteil der Stauchmo-räne (ca. 4 km N-S- und ca. 5 km E-W-Erstreckung) gibtes sehr wenige Aufschlüsse, nur alte, kleine Kreidegruben.Die wenigen Streich- und Fallwerte von dort zeigen einunregelmäßigeres Bild, wie das ür diesen Teil, der unterder stärksten Kompression und etschung gestanden hat,nicht anders zu erwarten ist. Nur das Kreidekli an derOstküste von Jasmund schließt die Kernzone auf, jedoch imungünstigen, sehr spitzwinkligen Anschni der glazigenenStrukturen (s. L 1954/55: Abb. 9). Südlich der Kern-zone der Stauchmoräne sind vor allem Schuppenstruktu-ren mit mehr oder weniger steil stehenden W-vergentenund nach SE fallenden Schichten ausgebildet. Im Kreide-tagebau Wienfelde, am Südrand der Kernzone, war aucheine Mulde angeschnien, deren steil aufgerichtete Schen-kel die Kreide-Pleistozänfolge unter dem diskordanten M3-Geschiebemergel im normalen Verband zeigten. Außerdemweisen in diesem Tagebau Verbiegungen der Schuppenen-den, auch bis zum Abriß und Verschiebung nach Nordwes-ten, auf Versätze an erstörungen hin (G 1961).

3.2 Zum inneren Bau der Stauchmoräne Jasmund

Auch der geringere Aufschlussgrad lässt ür die Stauch-moräne Jasmund schon eine wesentlich kompliziertere Ar-chitektur im Vergleich zur Stauchmoräne Peski erkennen.

Das schematische Prol durch den Südteil von Jasmundzeigt die vorherrschenden Strukturelemente, die denen derStauchmoräne Peski gleichen: stehende Isoklinal-, Über-schiebungs-, Schlepp- und Pilzfalten (Abb. 10 u. 11) mitÜbergängen zu dachziegelartig gelagerten Schuppen.

Eine Besonderheit stellt die leicht nach NE, gegen dieHauptbewegungsrichtung des Eises geneigte Falte desPleistozänstreifens 4 am Kli nördlich von Sassnitz dar(Abb. 10, rechte Seite). Durch eine Einbiegung zur Mün-dung des Lenzer Baches ist sie nahezu rechtwinklig ange-schnien. Diese Strukturform wiederholt sich im Kli nachN mehrfach. Der spitzwinklige Anschni verzerrt dort dieMuldenform stark und täuscht fast horizontale Lagerungder Schichten vor (L 1954/55: Abb. 9) (Abb. 12 u. 13).Daneben treten am Kli kompliziertere Deformationsbil-der auf. Wiederholt sind in den Kreidewänden des KlisÜbergänge von rupturellen zu plastisch-ießenden Versät-zen kleinerer Dimensionen vom Verlauf der Flintlagen ab-zulesen.

Für die Interpretation der Architektur der Stauchmo-

räne ist es wichtig, dass am Ostkli das Streichen derStrukturen aus südnördlicher Richtung dem Kliverlauf folgend nach N in nordwestliche Richtung abbiegt, unterFallen nach SW, und dass nordwestlich vom Königsstuhl

Abb. 9: Aritekturmuster (sematis) des Staumoränenbogens (Wei- tungsbogen) bei Peski.

Fig. 9: Aritecture (sematic) o the arcuate push moraine near Peski.




Abb. 10: Sematises Profl dur den Südteil der Staumoräne Jasmund: Mönkendor bis Streien 4 am Kli nördli von Sassnitz (ohne diskordanten

M3-Gesiebemergel, stark überhöht). Die Sleppalte des Streiens 4 bildet eines der Hauptstrukturelemente der Staumoräne (Lage siehe Abb. 14).

Fig. 10: Sematic profle across the southern part o the Jasmund push moraine: Mönkendor up to stripe 4 at the cli coast north o Sassnitz (without the

discordant layered M3 till unit, strongly exaggerated). e drag old at Pleistocene stripe 4 shows one o the main structural elements o the push moraine

Jasmund (Location see fg. 14).

Abb. 11: Pilzalte (Kreide - M1 - I 1 - Siten) im auässigen Kreidebru Lenz-Berg bei Sassnitz (Foto: A. O. L ~1953).

Fig. 11: Mushroom shaped old (alk - M1 - I 1 - beds) in the abandoned alk pit Lenz-Berg near Sassnitz (photo: A. O. L ~1953).




das Fallen in nordöstliche Richtung umschlägt (Abb. 14).Das nordwestliche Streichen der Schichten in den dortSW-vergenten Falten und Schuppen mit nordöstlichemFallen setzt sich im Nordteil der Stauchmoräne nach Wgegen Glowe hin fort. Es wird von zunehmender Auö-sung der Strukturen und Verschleppung von losgelöstenKreideschollen begleitet. Größere Kreideschollen habennoch ihnen aufgelagerte ältere Glieder der Pleistozänfolgeim Huckepack mitgeschleppt (L 2005). Außer denAufschlüssen am Nordkli haben das die Bohrungen undAushubarbeiten ür den im vergangenen Jahrhundert ge-planten Kanaldurchstich von der Tromper Wiek zum Gro-ßen Jasmunder Bodden gezeigt.

3.3 Architektur und Genese der StauchmoräneJasmund

Mangels hinreichender Aufschlüsse ist immer wieder, be-sonders seit G (1947), die Morphologie der Halbinsel Jasmund zur Erklärung der Bildung der Stauchmoräne Jas-

mund herangezogen worden. Vorausgesetzt wird dabei, dassdie aus der topographischen Karte herausgelesenen Höhen-rücken den inneren Bau der Stauchmoräne abbilden, unddass sie aufragende Kreiderücken markieren. Das tri ürdie verschiedenen Teile der Stauchmoräne in unterschiedli-

Abb. 12: Streien der Flintbänder in der Kreide am Ostseeboden unterhalb

des Königsstuhls, Staumoräne Jasmund (Bli vom Houer, Foto: A. O.L 1960).

Fig. 12: Strike o the int layers within the alk at the Baltic Sea oor below

the Königsstuhl cli, push moraine Jasmund (seen rom up the cli, photo: A.

O. L 1960).

Abb. 13: Kreideklippe “Große Wissower Klinte” nördli Sassnitz, am 24.02.2005 abgebroen, rets davon Pleistozän, Streien spitzwinklig zum Kli

(Foto: A. O. L 1956).

Fig. 13: Chalk cli “Große Wissower Klinte” north o Sassnitz, allen down on the 24th o February 2005, Pleistocene beds right side the alk, strike acute-

angled to the cli contour (photo: A. O. L 1956).




Abb. 14: Streien und Fallen der Grenzäe Kreide / Pleistozän (M1-Gesiebemergel) und der Flintbänder in den Kreidesiten der Staumoräne

Jasmund (na A. O. L 1954/55).

Fig. 14: Strike and dip o the boundary alk / Pleistocene beds (M1 till unit) and o the int layers within the alk in the push moraine Jasmund

(aer A. O. L 1954/55).




chen Graden zu – abgesehen von den subjektiven Einüssenauf die Verbindung der Höhen zu Höhenrücken. Manchmalweicht ihr Verlauf vom Streichen der Kreidestrukturen ab(s. auch S 1972). Schließlich haben folgende Prozessedas Relief noch verändert: der Eisübergang, teils gläend,teils ausräumend, die vom übergehenden Eis aufgesetztenAblagerungen sowie Rutschungen und Bodenießen bis zurFestlegung der Lockergesteine durch die holozäne Vegetati-onsdecke, um nur die wichtigsten Einüsse zu nennen.Unter diesen Bedingungen gibt auch die kartierte Kreide-verbreitung (bis 2 m tie) keinen näheren Aufschluss überden inneren Bau der Stauchmoräne. Am stärksten ist dieKreide im Osten, auf der steilen Luvseite der Stauchmo-räne freigelegt, nach Westen ausgewalzt und verschlepptworden (auch die ursprüngliche, inzwischen von der Seezurück geschniene Luvseite muss steil gewesen sein).Dennoch sind die Beziehungen zwischen den Stauchungs-strukturen und der Morphologie nicht gänzlich verwischt

worden. Besonders im Nordteil der Stauchmoräne mit denNE-fallenden Schuppen verlaufen die Hügelzüge noch ziem-lich strukturkonform. Südlich der Kernzone, vor allem imSW ist bei acherem Relief diese Beziehung weniger aus-

geprägt. Weitgehend ausgelöscht ist sie im Bereich der Ost-küste. Dort prägen E-W-gerichtete Taleinschnie, die zu denStrukturen quer verlaufen, das Relief. Dieses spiegelt dieStrukturen im Kli nicht wieder. Die Geländerücken müss-ten dort sonst nordsüdliche Richtungen einnehmen.Unter Vernachlässigung dieser Befunde vom Ostkli wer-den morphologisch eine nördliche und eine südliche Grup-pe von E-W verlaufenden Höhenrücken unterschieden, dieim W nach NW und nach SW bogenörmig abschwenken(Abb. 15). Sie werden als spitzwinklige Kerbstauchung zwi-schen einem nördlichen und einem südlichen Teileisstrominterpretiert. Die WSW ausgerichtete Kerbe wird durchdas Umschlagen der Fallrichtung am Kli nordwestlichvom Königsstuhl markiert.

Dass die Stauchmoräne Jasmund letztlich zwei Eisströ-men, die, vor allem ihre Flanken, mehr oder weniger gegen-einander gewirkt haben, ihre Entstehung verdankt, ist nichtzu bestreiten. Jedoch hat L (1954/55) bereits auf die

Diskrepanz zwischen glazigener Struktur und Morphologieim Bereich des Ostklis hingewiesen. Diese passt nicht zumModell einer spitzwinkligen Kerbarchitektur. Ebenso wenigpassen die dort nach E bis NE gerichteten Vergenzen dazu,

Abb. 15: Staurüen-Muster von Hojasmund (vor allem na S 1972 und G 2003).

Fig. 15: Paern o the push moraine ridges o Hojasmund (mainly aer S 1972 and G 2003).




also dem von dort andrängenden Eis entgegen gerichtet. DieVertreter der Kerbstauchung erklären das mit einem leich-ten Schwenk der östlichen Partien des vom südlichen Stromandrängenden Eises nach NE (z.B. B 1953).

Ähnlich wird die Bildung der etwas kleineren Stauch-moräne mit Schreibkreideanteilen Møns Klint zwei Eis-strömen aus verschiedenen Richtungen zugeschrieben, dienacheinander und rechtwinklig zueinander stauchend ge-wirkt haben (P 2000). Die Strukturelemente sind

denen in der Stauchmoräne Jasmund im Prinzip ähnlich(Faltenüberschiebungen, Schuppen), infolge der stärkerenglazigenen Durcharbeitung im Detail jedoch komplizierterausgebildet.

3.4 Zur Diskussion gestelltes geändertes Genesemodell

Um die aufgezeigte, wenig beachtete Diskrepanz zwischenglazigener Struktur und Morphologie am Ostkli besser zuverstehen, wird folgendes modizierte Modell zur Diskus-sion gestellt (Abb. 16 a-c):

Dieses Modell sieht eine mehr oder weniger schlingen-örmige Anlage erster Stauchwälle vom M3-Eis (s. Abb. 3)um eine topographische Hochlage vor und damit einen

nach E konvexen Kompressionsbogen. Ob eine kuppelör-mige oder eine in Längsrichtung, etwa NNW-SSE, betonteErhebung vorlag, bleibt oen. Das primäre topographischeHindernis ist durch die frühen Stauchungen verstärkt und

Abb. 16: a – Aritekturmuster (sematis) der Staumoräne Jasmund; Kompressionsbogen im Kern mit Übergängen zu Weitungsbögen an den Flanken;

b – rise slingenörmige Stauungswälle um eine Geländeerhebung im Raum von Jasmund bis östli davon (später überprägte Anlage); c – stark

vereinates Sema.

Fig. 16: a – Paern o the aritecture (sematic) o the push moraine Jasmund; b – early loop-shaped push moraine ridges around an elevated area in the Jasmund region (later on reshaped structures); c – strongly simplifed seme.




zunächst vom Eis im N und S umossen (temporärer Nuna-tak) und nach weiterem Eisanstau überossen worden. ImUnterschied zum Dehnungsbogen der Stauchmoräne Peskiging die Entwicklung auf Jasmund von einem Kompressi-onsbogen zwischen zwei Teileisströmen aus. In diesem hatdie Verkürzung der Bogenlänge beim Vorschub der Gest-einspakete die Kompressionsspannungen, die beim Zusam-menschub der Strukturelemente entstanden waren, ver-stärkt und ein Ausweichen des Materials nach den Seitenzugunsten der Ausquetschung nach oben verhindert (Abb.16 a u. c). Deshalb tri die Stauchmoräne Jasmund mit Höhenbis 161 m über ihre Umgebung noch nach dem Eisübergang(ähnlich die Stauchmoräne Møns Klint, ohne Eisübergang)morphologisch stärker in Erscheinung als die StauchmoränePeski. Das Ausquetschen des Materials nach oben hae ana-log zu den Salzstöcken lokal Dehnungen zur Folge. Darauf wiesen einzelne Risse, oene und auch mit Kreidebruchstü-cken und „Ton“ verüllte Spalten in den Kreidegruben hin(Kreidegruben Galitz und Küster´scher Bruch, W 1882, zitiert in L 1954/55, S 1972).

Den Kompressionsbogen des Anlagestadiums habenähnlich wie im Bogen Peski erstörungen gegliedert.Diese werden in den erversätzen der Strukturen „Strei-fen“ am Ostkli deutlich. Lokal zeichnen sie sich auch imInnern der Stauchmoräne ab (s. u.) (K 1914 tekto-nisch interpetiert; L 1954/55 und S 1972 gla-zitektonisch interpretiert).Beim weiteren Zusammenschub hat das Eis, das nördlichund südlich der Hochlage stärker und rascher vordrang,die frühen Stauchwälle überformt. Vor allem wurden dieschwächer herausgehobenen Flanken der frühen Anlagevom Eis überwältigt, an der Kernzone entlang nach W ge-

schleppt und an Seitenverschiebungen und Flexuren aus-einandergezogen. Zugleich entwickelte sich ein Übergangzu unvollständigen Dehnungsbögen an den Flanken derim N und S weiter vordringenden Eisströme. Neue Fal-ten- und Schuppenstrukturen wurden mit abnehmenderIntensität und Steilstellung außen an die Kernzone ange-baut (Abb. 16 a, c). Die Analogien zu endogenen Falten-und Überschiebungsgürteln sind auallend (S 1933,L 1954/55, B 1979).

Dieses Modell stützen folgende Befunde: Im Nordügelder Stauchmoräne verlaufen die Hügelzüge WNW. WieG (2003) gezeigt hat, zeichnen diese die glazigenenStrukturen und deren Schleppung nach W entlang demsüdlich vorgelagerten, entgegen gerichteten Stauchungs-bogen (im hier vorgestellten Modell die Kernzone derStauchmoräne, Verf.) noch relativ gut nach. Hier hat derEisstrom, der die frühen Stauchwälle umoss, zwischenseiner Südanke und der Kernzone einen unvollständigenDehnungsbogen angeügt. Dessen größte Höhen liegen imE, wo die Stauchung deutlich gegen das südlich gelegeneHindernis Kernzone gerichtet war. Gegen NW wird derBogen mit wachsendem Abstand von dem Widerlager imS niedriger. Zudem hat das später übergehende Eis dort dieStrukturen zunehmend überformt und zerstört.

Ähnliche Beziehungen zwischen den Strukturen und der

Form der Geländeoberäche hat Cé (1938) festgestellt:die größten Stauchfalten liegen im Bereich der höchstenGeländeerhebungen (Mövenbergkli, Schönhagenkli).Das ist auch an den Stauchmoränen Ristinge Klint und Stol-

tera, beide vom Eis gekappt, jedoch ohne diskordanten Ge-schiebemergel, zu beobachten (K 1960, L 1964).

Der Südügel der Stauchmoräne ist an einer breiteren Zo-ne mit rupturellen und nichtrupturellen seitlichen Verschie-bungen gegen den Kern abgesetzt. Diese Zone markiert hierden Übergang vom Kompressionsbogen im Kern zum un-vollständigen Dehnungsbogen südlich davon, an der Nord-anke des südlichen Teileisstroms. Dessen westvergenterSchuppenbau tri morphologisch weniger in Erscheinung.Er ist vom übergehenden Eis stärker eingeschlien wordenund wird ebenfalls durch erstörungen untergliedert.

Den etwas späteren Anbau dieses Flügels macht die Ent-wicklung seines Rücklandes bis zur Küste deutlich: Dortsind Kreideschollen verbreitet, die zum Teil in I2-Schichteneingepresst worden sind (G 2003). Sie entstammen of-fenbar glazigenen Strukturen mit Kreideanteilen, die dasM3-Eis zuvor weiter ostwärts geschaen hae und wiederzerstört hat. Danach sind unter der wachsenden Auastder I2-Vorschüsedimente und des andrängenden M3-Ei-ses die westlich dieser Schollenzone folgenden Schuppen-

strukturen im Südügel der Stauchmoräne aufgepresst undzusammengeschoben worden. Das geschah im Fortbau derStauchmoräne nach außen. Damit sind auch die Strukturendes Südügels gegenüber der Kernzone zeitlich verzögertan diese angeügt worden. Festzuhalten ist, dass der Stau-chungsprozess damals auch in der Kernzone noch nicht ab-geschlossen gewesen sein musste, aber auf die Versteilungder Strukturen beschränkt war. Für einen weiteren Fortbauder Kernzone nach außen (Westen) war das Hindernis zustark geworden. Diese Prozesse haben sich zeitlich mehroder weniger überlappt.

Die intensive Durcharbeitung der Kreide- und Pleisto-

zänschichten im Rücken der Schuppenzone im Südügelder Stauchmoräne zeigt das Kli zwischen Dwasieden undMukran im Nordwesten der Prorer Wiek. Hier handelt essich um betont horizontale Verknetungen und Auswalzun-gen der Schichten mit Kreideanteilen bis zur Schlieren-bildung wie sie die Bewegungsdynamik an der Basis desvordringenden Inlandeises entstehen lässt. In der Nähe desEisrandes wirken Vorschub und Belastung weitgehend ge-meinsam. Ähnliche Deformationen sind im Kli südlichvom Ort Vi an der Südanke des Kreidekomplexes amKap Arkona entwickelt (L 1954/55, Taf. IV, Abb. 3–6,1964 und 2006) und an der Südanke der StauchmoräneMøns Klint (HN 1994).

Die auf Jasmund lokal bis einige 10 m mächtigen, ge-nerell eisrandnahen I2-Sdimente, unter anderem Bänder-schlue, sind in der kurzen Spanne zwischen der Ablage-rung des M2-Geschiebemergels und der Stauchung durchdas M3-Eis, in einigen Vorkommen noch während derStauchung, zum größten Teil rasch und in großer Mächtig-keit glaziuvial aufgeschüet worden. Der Eisrand war inder Nähe verblieben und dort hae sich das Eis tiefer in denUntergrund, bis in die Kreide, eingeschür. Das war im An-satz zum erneuten Vorstoß geschehen, der die Stauchmorä-ne geschaen und die diskordante M3-Moräne hinterlassenhat. Der M2-Geschiebemergel enthält noch keine Kreide-

schollen, nur Schollen pleistozäner Sedimente (Cyprinen-ton, Limnocythere-Ton u. a.). Die I2-Schichten ühren schonwenig über dem M2-Geschiebemergel Kreide- und Flintma-terial erheblich reichlicher als dieser (L 1964).




Südlich des Südügels der Stauchmoräne hat das Eis das inder Prorer Wiek aufgeschüre Material weiter nach Wes-ten verfrachtet und zu den Höhen im Raum von Bergenaufgehäu (L 2004).

G (1955) hat von morphologischen Untersuchun-gen in Schleswig-Holstein ausgehend schon Stauchungenan Einbuchtungen des Eisrandes als schlingenörmige Eis-randkerben ausgeschieden. In der Stauchmoräne Jasmundsah er eine „Schlingengabel“, verband aber damit einespitzwinklige Kerbstauchung im Zwickel zwischen zweigegeneinander gerichteten Eisloben.

Das Modell der mehrphasigen Stauchung mit schlin-genörmiger Anlage im Kern und verzögertem Anbau desNord- und des Südügels ermöglicht eine plausiblere Erklä-rung der E bis NE-Vergenzen der glazigenen Strukturen imOstkli. Mit der starken Aufpressung der Schichten im Zen-trum des Schlingenbogens staute sich das Eis vor dem wach-senden Hindernis und auch der mitwachsende Druck konn-te die Strukturen innerhalb des Kompressionsbogens nurzusammenpressen und steiler aufrichten, vor allem auf der

Luvseite. Das Material wich, dem geringsten Widerstandfolgend, nach oben aus. Das kann bis zur leichten Neigungder aufquellenden Falten gegen die Eisstirn vor der Kernzo-ne der Stauchmoräne geschehen und düre ür den Bereichdes Ostklis einschließlich seines inzwischen an die See ver-lorenen Teils zutreen. Unter Bezug auf die Darstellungenvon G (1929, Hamburger Spitzbergen-Expedition) er-wähnt Cé (1938) glazigene Stauchfalten, die auf das Eiszu gerichtet waren. Diese Neigung der Strukturen gegen dasEis versteht sich zwanglos, da das Eis seine größte Mobilitätund Vorschubkra in seinen unteren Partien erreicht, dort,wo der Einuss der Bodenreibung sich verliert. Es entsteht

eine Art von Unterschiebungen (L 1954/55).Der steile Zusammenschub der Schichten in der Kernzo-ne der Stauchmoräne geht auch aus Brunnenbohrungen imSteinbachtal nördlich von Sassnitz (südlich bis südwestlichvom Schlossberg, auässige Kiesgrube) hervor (Abb. 14).Die tiefsten dieser Bohrungen reichen bis 102 m (Hy SADI/1914, Landesbohrdatenspeicher LUNG MV) und 116 m un-ter Terrain, das ist bis 20 m unter den Ostseespiegel. DieseBohrungen haben nur Pleistozänsedimente durchsunken.

Der schwache letzte Eisvorstoß im südwestlichen Ost-seegebiet hat nur in tieferen Randteilen von Nordügendeutliche Spuren hinterlassen und auf Jasmund nur niedrigeTeile der NW-Flanke der Stauchmoräne überfahren. Hoch- jasmund blieb eisfrei. Wahrscheinlich haben Toteisfelderdas Vordringen des M4-Eises im Raum Rügen verhindert(L 2004). Der nördliche Arm dieses Eisvorstoßes hatdie Stauchmoräne Dornbusch (Hiddensee) geschaen, dasnochmalige Anschwellen des südlichen Armes in der Oder-bucht die Stauchmoränen der Inseln Usedom und Wolin.

Eine Stauchung unter dem Eis als Hauptakt der glazige-nen Strukturbildung ist ür die Stauchmoräne Jasmund ausgravitativen, strukturellen und morphologischen Gründennicht zu vertreten: Da die deformierten Gesteinsmassen hö-here Dichte haben als das Eis (auch mit etwas Schu bela-denes) ist eine so stark morphologisch wirksame und steile

Aufstauchung wie im Falle der hochaufragenden Stauch-moräne Jasmund (ähnlich Møn) unter einer Inlandeisdeckekaum vorstellbar. Die daür notwendige Hubleistung müssteallein durch den Abbau von potentieller Energie im Eis er-

bracht werden. Dagegen ist das Hervorpressen von Gesteinam Eisrand unter der zunehmenden Last durch das anwach-sende vordringende Eis physikalisch plausibel und von re-zenten Gletschern bekannt. Dort wirken Belastung und Vor-schub zusammen. Auf die Beteiligung von Grundbrüchendeuten o eisauswärts ansteigende Strukturen in den defor-mierten Schichten hin, die quasi die im Eis zu dessen Randhin ansteigenden Scherächen fortsetzen (K 1997).

Strukturell spricht gegen eine Bildung der Stauchmoräne Jasmund unter dem Eis, dass die Schmelzwassersande und-kiese der I2-Schichten zusammen mit den älteren pleisto-zänen Schichten und der Schreibkreide in die Stauchungeinbezogen sind (Abb. 3). In der (auässigen) Kiesgrube amSchlossberg nördlich von Sassnitz reichen sie bis in 118 mNHN. Ihr Reichtum an Flintgeröll und Kreidebröckchen– im Unterschied zum liegenden M2-Geschiebemergel –zeigt, dass die Kreide kurz vorher schon am Eisrand aufge-schür worden und der Zerstörung durch Schmelzwässerausgesetzt war (L 1954/55).

Eindeutig unter übergehendem Eis entstandene glazigene

Strukturen zeigen im wesentlichen horizontale, in Richtungder Eisbewegung gestreckte Durchbewegungsbilder mit Se-dimentverknetungen, liegenden Falten, Auswalzungen biszur Bildung von Schlieren und Boudinagen (B1979) sowie Lösung und Verdriung von Schwärmen vonSedimentschollen. Derartige Strukturen nden sich o auchin vom Eis überwältigten Flankenregionen von Stauchmo-ränen. Beispiele liefern die Klistrecken zwischen Sassnitzund Mukran/Jasmund (L 1954/55, 1964, Abb. 31), beiKlintholm/Insel Møn (HN 1994), der InselPoel/Westmecklenburg (L 1964, R 1969), derInsel Greifswalder Oie (K 1995). O belegt eine dis-

kordante Geschiebemergeldecke den Eisübergang.Eine deutlich von Geländeunebenheiten vorgezeichneteLobierung zeigt auch die Rehburger Eisrandlage (Norwest-deutschland). Sie bildet eine Kee von sieben W-E verlau-fenden Stauchmoränenbögen mit ausgeprägten Stauchun-gen in einigen ihrer Zwickel. Dort hat der spätere Eisüber-gang die morphologischen Eekte weitgehend ausgelöscht.In den einzelnen Stauchungsbögen nimmt die Intensität derDeformation ebenfalls von innen nach außen ab (Schup-pung bis achwellige Faltung) (R et al.1951).

3.5 Bemerkungen zur Morphologie

Auch die Morphologie im Bereich der Ostküste (Luvseite)

ügt sich dem vorgestellten Modell zwanglos ein. Dabei ist

davon auszugehen, dass das anwachsende Eis auf die Stau-

chungswälle der Kernzone nicht in geschlossener Front

übergegrien hat, sondern dass es auf der steilen Luvseite

zunächst schmale Eiszungen auf das frisch geschaene Hin-

dernis, den temporären Nunatak, hinaufgeschoben hat. Diese

folgten bevorzugt den ausgeprägteren Qerstörungszonen,

an denen die glazigenen Strukturen seitlich versetzt und

die Gesteinsgeüge gelockert worden waren. Entlang dieser

Qerzonen haben die aufsteigenden Eiszungen kurze U-Täler

ausgeschür. Unter den späteren periglazialen Bedingungen

waren diese Täler teilweise aufgeüllt worden, bis die Vege-tationsdecke das Material festgelegt hae. Im humiden Kli-

ma des Holozäns haben die Bäche in die achen Talböden V-

örmige Talübertiefungen eingeschnien (L 1954/55).




Die Rücken zwischen den ungeähr E-W verlaufendenBachtälern queren die glazigenen Strukturen im Klibe-reich. Dort, auf der Luvseite der Stauchmoräne, ist die E-W-Morphologie stärker vom übergehenden Eis geprägtworden als von den Strukturen. Diese haben die Gelände-formen in den an die Kernzone angeügten Flankenberei-chen der Stauchmoräne deutlicher mitbestimmt.

Gemäß der steilen Form der Luvseite der Stauchmoräne,die der Küstenrückgang nur im unteren Teil des Klis ver-stärkt hat, liegen ihre höchsten Flächen, über 140 m NHN,und die Wasserscheide näher an der Luvseite. Nach E ent-wässern nur kurze Bäche, nach W (und S) erheblich längere(Abb. 14 u. 16a). Das Areal mit den höchsten Flächen biegt imE nach S ab und begleitet in einigem Abstand bogenörmigdie Kontur des Ostklis. Oenbar spiegelt sich darin bis zueinem gewissen Grade der Kompressionsbogen der Anlagemit seinen besonders hoch herausgepressten Gesteinspake-ten wider. Die scharfen Richtungsänderungen des Sagarder-,Tribber- und Steinbaches aus nordsüdlichen in ostwestlichebeziehungsweise westöstliche Laufabschnie (Abb. 14) dürf-

ten an erstörungszonen gebunden sein. Zwischen beidenSeiten des E-W-Abschnies des Sagarder Baches haben dieErkundungsarbeiten horizontale Versätze der nördlichenSchuppenstrukturen nach W ergeben (G 2003).

Die hohe Aufragung der Kernzone der Stauchmoräne Jasmund über ihre Umgebung im Vergleich zur Stauchmo-räne Peski geht auf die doppelte Einengungswirkung beider Stauchung im Kompressionsbogen zurück: einmal beimZusammenschub der Schichten zu den Falten- und Schup-penstrukturen und zum anderen Mal beim Vorschub vorallem der Flanken des vom Untergrund abgescherten Ge-samtkomplexes gegen zentralere Teile des Kompressions-

bogens der Anlagephase. Die betroenen Schichten wur-den dabei zwangsläug höher nach oben ausgepresst als imDehnungsbogen bei Peski.

Das Gebiet mit den höchsten Aufragungen, über 140 mNHN, folgt nicht genau der Naht zwischen dem Kern- unddem nördlichen Flankenteil der Stauchmoräne. Das lässt da-rauf schließen, dass die stauchenden Kräe des nördlichenEisstromes das Material nicht so stark herausgepresst habenwie das zuvor im Ostbogen der Schlinge geschehen war.

In der Südanke werden diese Höhen nicht erreicht.Dort ist die Grenze zum Kern der Stauchmoräne als brei-tere Zone mit seitlichen Versätzen ausgebildet (s. G2003). Außerdem war der Zusammenschub dort stärkernach W als gegen den Kern der Stauchmoräne gerichtet.

4 Beziehungen der Stauchmoränen Peski und Jasmundzur Struktur und zur neotektonischen Mobilität ihresUntergrunds

4.1 Stauchmoräne Peski

Die Landschasformen in Belorussland werden im we-sentlichen von den glazialen Formen bestimmt. Diese sindweitspannigen tektonischen Strukturen aufgesetzt, de-ren Entwicklung bis ins artär reicht. Infolge langzeiti-

ger tektonischer Aufwölbung Westbelorusslands liegt imRaum Peski der kristalline Untergrund nur 200–300 m, lokalnur 100 m unter Terrain (L 1980). Das Kristallin wirdvon Oberkreide transgressiv überlagert. Lokal liegt Paläo-

gen unmielbar auf dem Kristallin. Dessen Oberäche unddie Schichtgrenzen der Decksedimente einschließlich derPleistozänbasis steigen nach S bis SE zum UkrainischenPlateau hin leicht an. Die Mächtigkeit der Kreide wächstnach W bis zur Grenze nach Polen von 80 auf 150 m an.

Das Gebiet um Peski zeichnet sich durch langfristige,bis zur Gegenwart andauernde tektonische Hebungsten-denzen aus. Die Hebungen werden nach der großen Lückezwischen dem Kristallin und der auagernden Oberkrei-de an der lückenhaen Oberkreide-Tertiärfolge deutlich(unvollständiges Campan, lokal wenig Maastricht, Tertiärerst ab Obereozän vorhanden und Neogen wahrscheinlichebenfalls lückenha).

Auf die Beteiligung ruptureller Vertikalbewegungenwährend der Oberkreide weist ein Konglomeratgeschiebemit Granatgneisgeröllen hin (Fundpunkt s. Abb. 17). DiesesGeschiebe ist lithologisch den Konglomeraten in der Ober-kreide von Schonen/Südschweden sehr ähnlich. Die Fora-miniferenfauna in der Kreidematrix des Geschiebes wiesSanton-Alter ür das Konglomerat aus (Prof. H, Greifs-

wald, in L L 1989). Das bedeutet, dass damalsKristallin in der Region zumindest lokal freigelegt wordenwar, und dass zur Zeit der mehraktigen bruchtektonischenBewegungen während der Oberkreide in der Westeuropäi-schen Tafel sowie am Südwestrand der Osteuropäischen Ta-fel und auch östlich davon innerhalb der Tafel Rupturen re-aktiviert worden waren. Der Fundpunkt des Geschiebes liegt– wohl kaum zuällig – in der Nähe einer nach L K (1996) auch neotektonisch aktiven, SW-NE ge-richteten Hauptbruchzone (Brest-Minsk-Witebsk) (Abb. 17).

In der folgenden Entwicklung sind die Tertiärsedimen-te bis auf kleine Restächen erosiv und exarativ abgetra-

gen worden. Das ist ebenfalls ein Hinweis auf eine relativeHochlage dieser Region Westbelorusslands zu diesen Zei-ten. In Übereinstimmung damit weisen die Isobasen derneotektonischen Hebung (in Belorussland seit dem Ende desOligozän gerechnet) im Bereich der SW-NE Hauptbruchzo-ne einen erhöhten Gradienten aus. Die Lage der Stauchmo-räne Peski im Bereich dieser Zone ist auällig, und auch dasFlussnetz lehnt sich an das Bruchnetz im Untergrund an. Vorallem deuten unvermielte Änderungen der Laufrichtung,zum Beispiel des Neman, auf dierenzierte junge Vertikal-bewegungen von Krustenblöcken in diesem Raum hin. DieWasserscheide zwischen Ostsee und Schwarzem Meer ver-läu einige 10 km südlich bis südöstlich von Peski (Abb. 17).Diese Lagebeziehungen können nicht als rein zuällig ge-wertet werden. L K (1996) nehmen ürdas Mielpleistozän eine tektonische Reaktivierung vonBrüchen an, die von glaziisostatischen Vertikalbewegungenüberlagert worden sind. Die glaziisolatischen Anteile amGesamteekt lassen sich bisher nicht näher bestimmen.

4.2 Stauchmoräne Jasmund

4.2.1 Zur Frage einer tektonischen Hochlage Jasmundsvor der Stauchung

Als Ursache ür die Bildung der Stauchmoräne Jasmundist wiederholt eine tektonische Hebung angenommenworden, die das Relief verstärkt und Angrisächen ürdas vordringende Eis geschaen hae. Da das Eis mehr-




mals über die Region Jasmund hinweggeglien war, oh-ne auf den Kreideuntergrund nennenswert einzuwirken(M1- und M2-Eis und frühere Eisdecken) wurde das tek-tonische Ereignis in der kurzen Zeitspanne zwischen derAblagerung des M2-Geschiebemergels und dem Andrin-gen des M3-Eises angesetzt. Dieses tektonische Konzeptist mit dem Argument abgelehnt worden, dass in den Boh-rungen in Ostrügen an der Oberkreidebasis keine vertika-len Sprünge festzustellen sind, nur ein leichter stufenloserAnstieg gegen SW. Dieses ist nicht schlüssig. Da die ge-stauchten Schichten etwa auf die Häle zusammengescho-ben und wahrscheinlich auch insgesamt noch ein Stückvon ihren Wurzeln weggeschoben worden sind, müssendie vermissten tektonischen Versätze im Seegebiet östlichum Jasmund gesucht werden. Dort steht nur eine Bohrung,und das reicht nicht aus, um eine tektonische Anhebungwährend des Pleistozän auszuschließen. Auch der zeitlicheAnsatz im mehr oder weniger eisfreien Intervall vor derStauchung ist nicht zwingend. Schließlich muss eine Hoch-lage zur Einbuchtung und Teilung des Ostseegletschers in

die beiden stauchenden Eisströme geührt haben. Die hochherausragende Insel Bornholm, in >80 km Distanz von Jas-mund, düre zu weit entfernt gelegen sein, um als Strom-pfeiler allein noch als Ursache ür diese Teilung gewirkt zuhaben. Für die schlingenörmige Anlage der Stauchmoräne Jasmund kommt eher eine näher gelegene oder näher her-anreichende Geländeerhebung in Frage.

Eine relative Hochlage des Gebiets von und um Jasmundim Pleistozän zeichnet sich wie folgt ab: Während das Cy-prinentonmeer der Weichselkaltzeit nördliche Teile Rügensüberutet hat, fehlen auf Jasmund in den stratigraphischäquivalenten I1-Schichten marine Einschaltungen. Nur

im Küsterschen Kreidebruch (S 1879) und beiKluckow am Nordkli (S 1992) sind einzelne um-gelagerte marine Mollusken, mit limnischen Faunenrestenvermischt, gefunden worden. Das deutet darauf hin, dassdieser Raum während des I1-Intervalls höchstens randlichund kurzzeitig marin beeinusst war.

Weiter fanden sich eine Scholle Cyprinenton mit ma-riner Fauna im M2-Geschiebemergel im Pleistozänstreifen5 am Kli nördlich von Sassnitz (L 1964) und dreiSchollen mit vergleichbarem Mikrofossilinhalt im Kli derInsel Greifswalder Oie in der Oderbucht (O A2010). Zusammen mit dem stratigraphisch wahrscheinlichäquivalenten marinen Ton, der nordnordwestlich von Rü-gen im Seegebiet von Kriegers Flak um -40 m wenig tieferals in Nordrügen erbohrt worden ist (A et al. 2010),ergibt sich, dass das Cyprinentonmeer im N und E um Rü-gen herum nach S bis in die Oderbucht gereicht hat. Damitzeichnete es eine damals schon bestehende Depression imOdermündungsgebiet nach. Diese hat während der Weich-selvereisung den Vorstoß des Odergletschers weit nach Sermöglicht und die entsprechend weite Ausbuchtung derPommerschen Eisrandlage nach S.

Zusammen mit Schollen aus anderen I1-Schichten, zumBeispiel des Limnocythere-Tons, zeigen die Schollen imM2-Geschiebemergel von Jasmund und Arkona, dass das

M2-Eis schon pleistozäne Schichten aufgeschür, aber –nach dem geringen Gehalt an Kreidematerial im M2-Ge-schiebemergel zu urteilen – noch nicht wesentlich tiefer inden Untergrund gewirkt hat.

Ein weiteres Indiz ür die relative Hochlage des Raumes Jasmund im Pleistozän liefert die Abtragung der Paläo-gen- und der Pleistozänsedimente bis zur Saale-Vereisung,während im Seegebiet östlich davon und in der OderbuchtPaläogensedimente mindestens bis zum Vorstoß des stau-chenden M3-Eises erhalten geblieben waren. Über Rügenhinaus nach Norden waren sie ursprünglich bis ins süd-liche Schweden verbreitet, und dazwischen sind nördlichvon Rügen im Seegebiet von Kriegers Flak paläogene Kal-ke unter dem Pleistozän in tieferer Position noch erhalten(L 2001, A et al. 2010). Ferner lagern in SW-Rügen auf Campan-Kreide noch einige Meter Eozänsedi-mente (H 1996). Während Glazialschollen paläogenerSedimente im Pleistozän von Südostrügen, auf der InselGreifswalder Oie und in der südlichen Umrandung derOderbucht zusammen mit Tertiärgeschieben häug vor-kommen (K 1995, L 1999) sind aus dem Pleis-tozän von Jasmund (und von Wiow) keine Tertiärschol-len, nur Tertiärgeschiebe bekannt geworden.Die relative Hochlage von Jasmund im Pleistozän geht

weiter daraus hervor, dass unter der M1-Geschiebemer-geldecke (Abb. 3), die dem Warthe-Eisvorstoß zugeordnetwird, höchstens sehr geringe Reste prä-warthezeitlichenPleistozäns (Geschiebemergel) erhalten sind, die P(1991) anhand von Geschiebezählungen ausgeschieden hat.Der M1-Geschiebemergel könnte aber auch erst ins frü-he Weichselglazial gehören, da in der hangenden I1-FolgeSpuren der Eem-Warmzeit fehlen, und weil es in Mecklen-burg-Vorpommern Hinweise auf eine Moräne gibt, die äl-ter als das Brandenburger Stadium der Weichsel-Vereisungist, ähnlich wie in Nordpolen (M 2004).

4.2.2 Untergrundstrukturen und neotektonischeEntwicklung im Raum Rügen

Der Raum Rügen mit dem vor allem östlich angrenzendenGebiet ist tektonisch durch ein engräumiges Bruchschol-lenmosaik geprägt, das im späten Paläozoikum angelegtund danach wiederholt aktiviert worden ist. In neotektoni-scher Zeit, seit dem frühen Oligozän, zeichnet es sich durchdierenzierte Hebungen aus, o in Fortsetzung älterer He-bungsbewegungen (S et al. 1997, L 2001).Maßgebend ür die strukturelle Entwicklung im Raum Rü-gen seit dem späten Paläozoikum ist das Zusammentreenzweier tektonisch sehr aktiver Hauptstrukturzonen der eu-ropäischen Erdkruste: des Südwestrandes der Osteuropä-ischen Tafel (OET) mit der Tornquist-Sorgenfrei-Zone imNW (TSZ) und der dazu seitlich versetzten Tornquist-Teis-seyre-Zone im SE (TTZ) mit der meridionalen Schwäche-zone mit Senkungscharakter, die ausgehend von Nordböh-men über das Ziauer Becken und die Täler von Neiße undUnterer Oder nördlich der Oderbucht auf die TTZ zuläu(L 2001) (Abb. 19). Jasmund liegt im SW-Vorfeld bei-der neotektonisch aktiven Strukturen.

Während der Oberkreide hae noch die Dänisch-Polni-sche Senke den Südwestrand der OET markiert. Seit derWende ins frühe Tertiär wurde die Senkung in der Ta-

felrandzone von einer ausgeprägten Inversionstektonikabgelöst. In der TSZ ührte die Inversion zur engräumigdierenzierten Hebung von Leistenschollen (Schonen,Bornholm und nach SE darüber hinaus), in der seitlich ver-




setzten TTZ zur Bildung einer weitspannigeren Wölbungs-struktur, die von Brüchen begrenzt und untergliedert wird(Pommerisch-Kujawischer Wall). Dabei ist die TTZ an der

Adler-Kamien-Störung auf die Oberkreide in ihrem süd-westlichen Vorfeld aufgeschoben (T D 1994,S et al.1997) und die Basis der Oberkreide gegenW angehoben sowie leicht schräggestellt worden (Abb. 18).

Reste von Eozän auf Kreide des Campan in Halbgräben inSW-Rügen und von Oligozänsedimenten im Halbgrabenvon Möckow-Dargibell belegen postoligozäne Bruchbewe-

gungen (Abb. 18 u. 19) und eine Reaktivierung des Vorpom-mern-Störungssystems (NNW-SSE). An diesem endet derGrimmener Wall im Osten (H 1996, K M2004). Nach Norden schließt sich das Öresund-Störungs-

Abb. 17: Position der Staumoräne Peski in Beziehung zum geologisen Untergrund, Brustrukturen und neotektonise (+ glazialisostatise) Mobilität

(na L & K 1996, Flüsse und Eisrandlagen ergänzt).

Fig. 17: Position o the Peski push moraine in relation to ruptures in the underground and neotectonic (+glacioisostatic) movements (rom L &

K 1996, rivers and moraines complemented).




system an, das östlich an der Stauchmoräne Møn vorbeigegen Kopenhagen zieht und abgestu die Kreide nachWesten angehoben hat.

Die Schichtlücken in der oberkretazisch-känozoischenFolge geben den vorwiegenden Hebungscharakter in derRegion zu erkennen, im Gegensatz zur relativen Senkungim Bereich der meridionalen Zone, die von Süden an denSW-Rand der OET heranreicht (Abb. 19). In der Senkungs-zone sind in der Oderbucht Tertiärsedimente bis ins Pleis-tozän (und Holozän?) erhalten geblieben, ihr folgten derOdergletscher des Pommerschen Eisvorstoßes nach Südenund die Transgression des Cyprinentonmeeres östlich umRügen herum bis in die Oderbucht (s. 4.2.1). Noch heutezeichnet eine Rinne im Ostseeboden, die dicht an Jasmundvorbei nach Norden läu, den Lauf einer Ur -Oder nach.Die Anhebung der Oberkreideschichten gegen Rügen istin Fortsetzung älterer Hebungstendenzen sicher nicht

bruchlos geschehen. Die Brüche sind im Seegebiet östlichvon Jasmund zu suchen. Dabei müssen keine spektakulä-ren Bruchstufen entstanden sein, weil tektonische Impulsedurch plastisch-ießende Deformationen der Kreide ge-

dämp werden können. Kleinere tektonische Versätze löstdie Seismik aber nicht auf.

Die neotektonische Karte (G et al. 2001) weistebenfalls eine neotektonische Hebung ür den Raum Rügenaus. Inwieweit pleistozäne Anteile darin enthalten sind, istallerdings schwer abzuschätzen.

Auch die von S (1972) festgestellte prä-M1-zeitli-che, engräumige, tektonisch interpretierte Zerblockung derspäter glazigen deformierten Oberkreide von Jasmund gibtkeinen näheren Anhalt ür die zeitliche Einordnung dieserVorgänge. Der scharf wechselnde Anschni unterschied-licher stratigraphischer Niveaus der Kreide (bis mehrere10 m) unter der Pleistozänbasis (M1-Geschiebemergeldecke)auf Jasmund und die daraus resultierende sehr engräumigeZerblockung könnten schon während der voraufgegange-nen größeren Eisbelastungen geschaen worden sein, indemoberste Kreideschichten damals bereits leicht gefaltet und

abgeschlien, aber nicht völlig abgeschert worden waren, sodass die Basis der Kreide davon unberührt geblieben ist.

Die Hochlage von Rügen und speziell von Jasmund imVergleich zur Umgebung ügt sich der neotektonischen

Abb. 18: Strukturelle Situation an der Basis der Oberkreide (zitiert na K 1993, Abb14, ergänzt).

Fig. 18: Structural situation at the base o the Upper Cretaceous beds (rom K 1993, Fig. 14, supplemented).




Entwicklung der Region zwanglos ein. In Fortsetzung äl-terer tektonischer Hebungstendenzen ist in neotektoni-

scher Zeit der relativ erhöhte Kreidesockel der Insel ge-schaen worden, der die Pleistozänauage trägt (L S 1995). Die Abnahme der Hebungsintensität imLaufe des Tertiärs und die Kürze der Zeitspanne ür das

Pleistozän lassen keine spektakulären reliefverstärkendentektonischen Impulse erwarten, die bedeutende Angris-

ächen ür das Eis geformt häen. Die geologischen Be-funde lassen solche auch nicht erkennen. Jedoch sind be-grenzte vertikale Versätze und/oder Aufwölbungen nichtauszuschließen (Abtrag des Tertiärs und der älteren Pleis-

Abb. 19: Position der Staumoräne Jasmund in Beziehung zum geologisen Untergrund (Brustrukturen und neotektonise [+ glazialisostatise]

Bewegungen). (Neotektonise Hebungen na G et al. map 1, 2001; Bohrungen na S et al. 1997).

Fig. 19: Position o the Jasmund push moraine in relation to the geological underground (ruptures and neotectonic movements). (Neotectonic upli aer

G et al. map 1, 2001; bore holes aer S et al. 1997).




tozänsedimente). Die Hochlage des Kreidesockels von Rü-gen ist das Ergebnis längerer Entwicklung und nicht erstvon tektonischen Impulsen im Intervall vor der Bildung derStauchmoräne Jasmund. Im Verein mit den Hebungen derHalbinsel Schonen ist auch die Einschnürung der südlichenOstsee zwischen diesen beiden Blöcken entstanden.

Wahrscheinlich haben auch die glazialisostatischen Ab-und Auewegungen der Erdkruste in der Region dieren-zierte Verschiebungen im Bruchschollenmosaik unter derKreide ausgelöst und das Relief lokal zusätzlich verstärkt;denn schon die Beüllung von Talsperren ührt zu messba-ren isostatischen Eekten. Dabei konnten auch angesam-melte tektonische Spannungen gelöst werden. In Nord-schweden sind im Verlauf der glazialisostatischen Hebungim Anschluss an die Eisentlastung vertikale Versätze bis zu10 m (extrem 20 m) beobachtet worden (L 1990).Glazialisostatisch ausgelöste Versätze benachbarter Bruch-schollen waren im Gebiet von Rügen und damit im Raum

von Jasmund schon während der Vereisungen möglich, dieder Bildung der Stauchmoräne vorausgegangen waren. Al-lerdings sind die glazialisostatischen Anteile von den neo-tektonischen Anteilen nicht zu trennen (ähnlich im Gebiet

von Peski, s. 4.1). Auch glazialisostatisch entstandene Reli-efzüge waren bis zur Stauchung den erosiven und exarati-ven Überformungen ausgesetzt.

Soweit aufragende Angrisächen ür die glazigenenDeformationen eine Rolle gespielt haben, müssen sie nichtzwangsläug auf akute reliefverstärkende tektonische Ak-te im Intervall vor der Stauchung zurückgeührt werden.Vielmehr können aus den tektonischen Vorlagen, die seitdem frühen Tertiär mindestens bis ins weichselzeitlichePleistozän geschaen worden waren, längerfristig die He-bungskerne erosiv und exarativ herausmodelliert, das heißtpassiv morphologisch verstärkt worden sein; denn erst dasZusammenspiel der längerperiodisch gesteuerten tektoni-schen mit den kürzerperiodisch gesteuerten erosiv-exara-tiven Prozessen hat die Geländeformung in der Region vorder Stauchung bestimmt.

Die Hebungsgebiete sind ungeachtet ihrer tektonischenoder/und glazialisostatischen Entstehung während der vo-

rausgegangenen Eisübergänge mindestens bis zur Ablage-rung der M1-Geschiebemergeldecke (Warthe-Eisvorstoß?,s. 4.2.1) abgeschlien worden, ohne dass in der Region eineVerebnung erreicht worden war. Zur Zeit des Cyprinen-

Abb. 20: Die Staumoräne Peski im Verglei mit der Staumoräne Jasmund.

Fig. 20: Push moraine Peski compared with push moraine Jasmund.




tonmeeres müssen zwischen dem damals nicht überute-ten Jasmund und dem benachbarten Meeresboden Höhen-dierenzen bis zu wenigen 10 Metern bestanden haben. Sosind schon ür die Zeit vor dem M3-Eisvorstoß Hohlformenim Bereich des Arkonabeckens und der Oderbucht voraus-zusetzen, in denen sich größere Eismassen zum erneutenVorstoß ansammeln und diese Hohlformen weiter ausar-beiten konnten. Die Hochlage dazwischen hat zur Teilungdes Ostseegletschers in einen Eisstrom nördlich um Rügenherum und einen in der Oderbucht nach Süden abzweigen-den Eisstrom beigetragen.

Da die früheren Eisübergänge über den Raum Jasmundohne tiefergreifende Einwirkungen auf den Untergrund ge-blieben waren, obwohl sich eine relative Hochlage schonüber längere Zeit entwickelt hae, kann das endogen-exo-gene Wechselspiel die Voraussetzungen ür die Bildung derStauchmoräne und ihre Lokalisierung zunächst nur zumTeil geschaen haben. Die Stauchung müssen weitere Fak-toren begünstigt und ausgelöst haben.

4.2.3 Die Stauchung als Funktion des Klimaverlaufs undseiner Folgeprozesse

Der Vergleich der Stauchmoräne Jasmund mit der Stauch-moräne Peski bestätigt die Erfahrung, dass die Stauchungnicht vom gestauchten Gesteinsmaterial schlechthin ab-hängt, sondern von dessen bodenmechanischen Eigen-schaen. Diese haben sich im Rhythmus der pleistozänenKlimaschwankungen geändert, mit zeitlichen Verzögerun-gen wie sie ür den Eisauf- und -abbau (und weitere Fol-geprozesse) zutreen. Demzufolge werden umfangreicheglazigene Deformationen dann ausgelöst, wenn im Gefol-

ge der klimatischen Entwicklung im Bereich der Eisstirnder daür günstige bodenmechanische Zustand erreichtwird. Bei beiden Stauchmoränen ällt die Deformation indie Periode der generellen Wiedererwärmung nach derklimatischen Wende zur Wiedererwärmung im Laufe ei-ner Kaltzeit (ähnlich beim Muskauer Faltenbogen, jedochschon nach der maximalen Ausbreitung des Elster-Eises,s. K 1997).

Während des Anlaufs einer Vereisungsperiode bis zumKälteoptimum hae sich im Vorland vor der nahenden Eis-decke ein tiefgründiger Dauerfrostboden entwickelt, überden das Eis ohne bedeutende Einwirkungen hinwegge-glien war. Bereits unter der isolierenden Eisdecke, undverstärkt nach der Klimawende, haben der von unten undoben auauende Dauerfrostboden und der Grad der Was-sersäigung (Porenwasserdruck) der Schichten daruntersowie ihre Neigung zum Eis hin (ungünstige Drainage-verhältnisse) gute bodenmechanische Voraussetzungenür die Stauchung geschaen (L 1980, P W 2003). Mit deren Erreichen war jeweilsvor allem der Zeitpunkt der Stauchung bestimmt. In dersüdlichen Ostsee war dieser ür die Bildung von Stauch-moränen günstige Zustand während der Schwundperiodedes Weichseleises nach dem Brandenburger Stadium anmehreren Stellen erreicht und hat außer im Gebiet von Jas-

mund – nicht streng gleichzeitig – zur Bildung der Stauch-moränen der Inseln Hiddensee und Møn, am Kap Arkona(weitgehend zerstört), weiter nach Westen der Stoltera(westlich von Warnemünde), der Kühlung, der Insel Poel,

an den Klützer Höveds, und am Ristinge Klint(Insel Lange-land, Dänemark) geührt, um nur einige aus dem Küsten-gebiet zu nennen.

Die reliefverstärkenden, längerperiodischen endoge-nen (und glazialisostatisch modizierende) Prozesse habenzwar ür die glazigene Deformation günstige topographi-sche Verhältnisse geschaen und die Orte der Stauchun-gen mitbestimmt; ür die Zeitpunkte der Stauchungen aberwar die Entwicklung daür günstiger bodenmechanischerEigenschaen maßgebend, die vom kürzerperiodischenpleistozänen Klimagang und seinen Folgeprozessen (Auf-und Abbau des Dauerfrostbodens und der Eisdecken, Gla-zialiso- und -eustasie) gesteuert worden ist. Erst das Zu-sammentreen dieser günstigen Voraussetzungen hat dieglazigenen Deformationen größeren Stils in Gang gesetzt.Die endogen und erosiv-exarativ geformte topographi-sche Vorlage war nicht erst kurz vor dem Andrängen desstauchenden Eises entstanden, das tri nur auf die exogengesteuerten günstigen bodenmechanischen Eigenschaendes Untergrunds zu.

5 Vergleich beider Stauchmoränen und Folgerungen

Der Hauptunterschied zwischen beiden Stauchmoränenzeigt sich in den Architekturen:

- Peski: ein regelmäßig entwickelter Dehnungsbogenvor der Stirn eines ausgedehnten Lobus des Inlandeises ineiner weiten, ach ansteigenden Landscha; unkomplizier-te Bogenarchitektur.

- Jasmund: Stauchung in der Kerbe zwischen zwei Eis-loben, die in stärker relieertes Gelände vorgestoßen sind;kompliziertere Anordnung der Strukturelemente, beson-

ders im über die Umgebung höher herausgepressten Kernder Stauchmoräne; die Anlage als Kompressionsbogen zwi-schen den Flanken der beiden Eisloben mit Anbau zweierunvollständig entwickelter Dehnungsbögen im N und S er-klärt die Diskrepanz zwischen Struktur und Morphologieam Ostkli von Jasmund besser als das Modell einer spitz-winkligen Kerbstauchung.

- Ungeachtet der sehr unterschiedlichen Architektur derbeiden Stauchmoränen gleichen sich die Formen und Di-mensionen ihrer Strukturelemente weitgehend. Das bestä-tigt die Regel, dass der Stil und der Zeitpunkt der glazige-nen Deformation maßgeblich von der Entwicklung der bo-denmechanischen Eigenschaen der Schichten im Gefolgedes Klimaablaufs bestimmt werden.

- In beide Stauchmoränen sind Oberkreideschichten(Schreibkreidefazies mit Flintlagen) in die Stauchung ein-bezogen.

- Beide Stauchmoränen sind vom stauchenden Eis über-fahren, aber nicht eingeebnet worden.

- Beide Stauchmoränen unterscheiden sich im Alter, siesind aber beide jeweils nach der maximalen Eisausbreitungeiner Eiszeit entstanden, die Stauchmoräne Peski nach demMaximum der Dnepr-(Saale) Vereisung, Sosch-Vorstoß, dieStauchmoräne Jasmund nach dem Maximum der Weichsel-Vereisung (nach dem Brandenburg-Stadium), wahrschein-

lich beim Pommerschen Eisvorstoß.Diese Klimaabschnie zur generellen Wiedererwär-

mung hin boten die günstigsten bodenmechanischen Be-dingungen ür glazigene Deformationen großen Stils. Das




wird durch bedeutende weitere Stauchmoränen dieser Pe-rioden im südwestlichen Ostseegebiet und in Westbelo-russland unterstrichen.

- Die Entwicklung der bodenmechanischen Eigenschaf-ten der Schichtpakete im jeweiligen Eisrandgebiet (vorund unter dem Eis) folgt den extremen pleistozänen Kli-maschwankungen. Sie hat die glazigenen Deformationenmaßgeblicher beeinusst als das von den topographischenVerhältnissen ausgegangen ist.

- Beide Stauchmoränen stehen in deutlicher Beziehungzum tektonischen Strukturmuster und den langfristig vor-herrschenden tektonischen Hebungstendenzen in ihrer Re-gion, die mindestens bis ins Pleistozän angedauert haben.

- Diese Gemeinsamkeiten in den Beziehungen zu denstrukturellen Gegebenheiten des Untergrunds und zu denneotektonischen Hebungstendenzen bestehen ungeachtetder erheblich tieferen Lage des Grundgebirges im RaumRügen im Vergleich zur geringen bei Peski und ungeach-tet der sehr unterschiedlichen Architekturen der beidenStauchmoränen.

- Beide Stauchmoränen (und andere) sind das Ergebnisdes komplizierten räumlichen und zeitlichen Zusammenwir-kens längerperiodisch gesteuerter endogener Vertikalbewe-gungen, die günstige topographische Ansätze ür die Stau-chungen geschaen haben, und kürzerperiodischer exoge-ner Prozesse, die letztlich von den extremen Klimaschwan-kungen während des Pleistozän gesteuert worden sind.

Dank

Den Herren Prof. Dr. E.A. Levkov† und Dr. A.K. Kara-banov, beide Institut ür geologische Wissenschaen der

Akademie der Wissenschaen Belorusslands in Minsk,danke ich ür ihre sachkundigen Führungen durch diegroßartigen Aufschlüsse bei Peski, den beiden Gutach-tern ür ihre Anregungen und ergänzenden Literaturhin-weise. Außerdem gilt mein Dank Herrn Prof. Dr. A. Brau-er (Deutsches GeoForschungsZentrum Potsdam) ür dieGewährung zeichentechnischer Unterstützung, Frau M.Dziggel und Herrn A. Hendrich ür die druckreife Gestal-tung der Abbildungen.

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ISSN 0424-7116

Middle Weichselian interstadial deposit at Petäjäselkä,

Northern Finland

Pertti Sarala, Tiina Eskola

Abstract: An inter-till stratied sediment deposit with intervening organic layer was identied at Petäjäselkä, northern Finland. edeposit lay under a peat bog and was itself underlain by a 3-m thick basal till bed. Sampling by percussion drilling revealedan intervening 1–15 cm thick organic layer between stratied sands at 5.5–6.0 m depth. e pollen composition of the organiclayer was dominated by Pinus-Betula and its radiocarbon age was 35,300 ± 600 BP (14C). e estimated age of the sands underthe organic layer, determined by the OSL method, was 72.6 ± 21.3 ka and 58.1 ± 17.0 ka at two dierent sampling points, whilethat of the sand above the organic material was 31.8 ± 5.6 ka at one of these points. Based on these dating results, the inter-tillstratied sands with intervening organic layer represent the Middle Weichselian interstadial. is provides further evidence of an ice-free period in northern Finland, in the centre of the Scandinavian Ice Sheet, during the Middle Weichselian.

(Interstadiale Ablagerungen des Mittel-Weichsel aus Petäjäselkä, Nord-Finnland)

Kurzfassung: In Petäjäselka (Nord-Finnland) wurde ein geschichtetes Sedimentpaket mit einer zwischengeschalteten Organiklage nachgewi-esen, welches in Till der Grundmoräne eingebeet war. Die Grundmoräne hae eine Mächtigkeit von 3 m und wurde voneinem Moor überlagert. Durch Rammkernbohrungen war dann eine 1–15 cm mächtige Organiklage nachweisbar, die in Tiefenvon 5.5–6.0 m jeweils in Sanden eingebeet war. Der organische Horizont ist durch eine Pinus-Betula-Gemeinscha und einabsolutes Alter von 35,300 ± 600 BP (14C) gekennzeichnet. Die unterlagernden Sande wurden an zwei Lokalitäten per OSL auf Alter von 72.6 ± 21.3 ka und 58.1 ± 17.0 ka datiert. Für den überlagernden Sand wurde per OSL an einer der Lokalitäten ein Altervon 31.8 ± 5.6 ka bestimmt. Den Datierungsergebnissen zufolge repräsentieren die in den Till eingebeen Sande mit dem Organ-ikhorizont ein Interstadial des Miel-Weichsel. Desweiteren lässt sich daraus ür Nord-Finnland eine eisfreie Phase während desMiel-Weichsels im Zentrum des Skandinavischen Eisschildes ableiten.

Keywords: Qaternary, Middle Weiselian, interstadial, glacial stratigraphy, Finland

Addresses of authors: P. Sarala*, Geological Survey of Finland, P.O. Box 77, FI-96101 Rovaniemi, Finland. T. Eskola, Institute of Geosciences, Univer-sity of Oulu, P.O. Box 3000, FI-90014, Finland. *Corresponding author E-Mail: peri.sarala@gtk.

1 Introduction

e Middle Weichselian interstadials in the central part of the Scandinavian Ice Sheet (SIS) have been studied exten-sively during the past decade (H et al. 2000, O2002, HN K 2003, L et al.2004, S et al. 2004, K 2006, A M 2007, K K 2007, S etal. 2009, E et al. 2010). In Finland, particular aentionhas been focused on the stratied inter-till layers observedmainly in northern and western Finland (M 2005,S 2005, H et al. 2007, A et al. 2008, S et al. 2009, S et al. 2010). e aim of the presentstudy was to nd further evidence on the extent and timingof the Weichselian interstadials. e main method used wasstratigraphical interpretation, supported by Optically Stim-ulated Luminescence (OSL) and radiocarbon (14C) dating.Paleontological studies were conducted on material fromthe organic layer.

e study sites in Finland were mainly old stratigraphi-cal key sites at which organic-stratied sediment interlay-

ers have been observed (e.g. H 1991). ese sites wererst studied during the 1970s and 1980s, when dating wasbased on interpretation and correlation of paleontologicalrecords (pollen and diatoms) rather than the 14C method or

various luminescence methods. is was due to the limi-tations and/or unreliability of those methods at that time(N 1995). However, some new observations weremade during the past decade in other contexts, e.g. duringtest excavations, till sampling and other surcial geologicalresearch carried out in poorly studied areas (S et al.2005, S 2008).

One of the new study sites is Petäjäselkä in northernFinland, where an inter-till stratied sediment depositwith intervening organic layer was found in a peat bog.Petäjäselkä is located in the Central Finnish Lapland, about150 km inside the Arctic Circle (Fig. 1). is area was thecore component of the SIS and the site of the latest ice di-vide zone (S O 2008). A percussion drillingprogramme for geochemical exploration of the till was car-ried out in the area in 2005 and organic material was foundin two of the drilling holes. In 2008, these two samplingsites were re-sampled by percussion drilling.

2 Methods

Sampling was carried out using percussion drilling withplastic tubes 3.7 cm in diameter (Fig. 2) and 1 m in length.e sediment cores were logged and the results describedin the stratigraphy log (Fig. 3) using lithofacies classica-








tion. One sample from the organic layer was analyzed forpollen content and the total pollen count (∑P) was calculat-ed from the percentage of terrestrial plants (trees, shrubs,dwarf shrubs and herbs). Spores were calculated from thetotal pollen count and spores (∑P + spores). A pollen dia-gram was compiled using the Tilia (G 1991–1993) andTGView (G 2004) soware.

Samples were taken for dating from the organic layer(14C dating) and from the stratied sediments above and be-low that layer (OSL dating). Samples for OSL dating werecovered with black plastic bags to avoid damage by sun-light. e dating analysis, using quartz grains, was basedon the SAR protocol described by M W (2000)and was performed in the Dating Laboratory of the Univer-sity of Helsinki, Finland. 14C dating was performed on bulksamples at the Poznań Radiocarbon Laboratory, Poland.

3 Results

3.1 Stratigraphy

e sampling sites are situated in a peat bog area and thestratigraphy is as follows (Fig. 3):

Unit 1. At the boom there is a silty, massive or slightly

laminated, brown till unit with a thickness of more than1 m. e till is compact and hard to penetrate with percus-sion drilling. Stone content is low and pebbles are smalland rounded.

Unit 2 . Should be indent the basal till changes gradually toa 1-m thick, gray and massive till unit. e composition of the till matrix is still silty, but the stone content and stonesize is greater.

Unit 3. is is followed by a 1-m thick stratied gravellyand/or sandy deposit that includes the intervening organiclayer (Fig. 2). e boom of the deposit consists of a sandlayer (20–30 cm thick) that is mainly massive, althoughsome graded beddings can be found as a mark of stream-ing water. Above this there is a sharp transition to the or-ganic layer (Fig. 2b). e organic layer is 1–15 cm thick andits structure is massive. Above the organic layer there is agradual transition to an approx. 40–50 cm thick deposit of massive and sandy gravels.

Unit 4. Above the gravels is a 1.5–3 m thick till unit com-posed mainly of sandy or silty matrix with some thin sandylayers. Stone content is low but some larger boulders (di-ameter 20–50 cm) are present. e transition between thisunit and that both above and below is gradual.

Unit 5 . On the top of the prole lies a modern, Holocenepeat cover of 2–3 m depth. In mire classication the peattype is aapa mire, the most common type in central FinnishLapland. e peat in aapa mires is most typically composedof brown moss (Bryales) and residues of sedge-like plants.

e surface vegetation of the mire is composed of mossessuch as Sphagnum spp. and sedges such as Carex spp., butalso many sprigs of e.g. Arctic birch (Betula nana). One of the typical plants is bogbean (Menyanthes trioliata).

Fig. 1. Location o the study area and the two sampling sites in the Järämäaapa peat bog, Petäjäselkä, northern Finland.

Abb. 1. Lage des Untersuungsgebietes und der beiden Probenahmestellen im Järämäaapa Moor bei Petäjäselkä, Nord-Finnland.




Fig. 2. a) Percussion drilling in Järämäaapa and b) longitudinal section o 3.5 cm diameter percussion drilling core rom Järämäaapa, showing the 1 cm

thi organic layer between sands and gravels (January 2008. Photos: P. Sarala).

Abb. 2. a) Slagbohrgerät in Järämäaapa und b) Längssni Bohrkern aus dem Järämäaapa Moor (Durmesser 3.5 cm) mit der 1 cm mätigen Orga-

niklage zwisen Sanden und Kiesen (Januar 2008, Fotos: P. Sarala).

3.2 Pollen composition of the inter-till deposit

Pollen analyzes carried out on the organic layer (Fig. 4).e percentage of tree pollens in the total pollen count inthe layer was quite constant, varying from 67.8% to 74.3%.Pinus was the dominant tree pollen, comprising 30.8–42.6%,

while Betula comprised 29.1–33.3%. Other tree pollenspresent were Alnus (1.2–2.0%), Picea (0.6–3.0%) and Populus(0.3%). One pollen grain of Qercus and one of Carpinus were also found (probably long-distance transportation).e non-arboreal pollen (NAP) was from shrubs such asBetula nana (0.5–2.3%), Salix (<0.5%) and Juniperus (< 0.5%)and dwarf shrubs such as Empetrum (<0.5%), Ledum (<0.5%)and Vaccinium (0.5%). Cyperaceae was the dominant herbfamily, comprising 17.9 to 27.7% of total pollen. Low lev-els of pollen from dierent herbs (e.g. Filipendula, Juncus , Poaceae , Potentilla, Ranunculaceae , Rubus ideaus , Rumex ac- etosella, Solidago ) were also present. Spores of Lycopodiumannotium (<0.5%), Polypodiaceae (<1%), Selaginella selaginoides (<0.5%) and Sphagnum (3.1–14.2%) were identied.

3.3 Age of the deposit

ree gravel/sand samples were dated, one from under theorganic layer at each of the two sampling points and onefrom above the organic layer at sampling point 1. e OSLage of the sand under the organic layer was found to be72.6 ± 21.3 ka and 58.1 ± 17.0 ka for sampling point 1 and2, respectively, although having relatively wide variations.e OSL age of the sand above the organic layer (samplingpoint 1) was 31.8 ± 5.6 ka.

14C dating was carried out on material from the organiclayer, at a depth of about 6.4 m at sampling point 1 and5.5 m at sampling point 2. e age of the peat at samplingpoint 1 was 35,300 ± 600 BP. However, the other sample

Fig. 3. Stratigraphy o the Järämäaapa area as shown by the stratigraphy

log o the sediment core at sampling point 2. e inter-till sediment is

1–2 m thi, with an intervening 1–15 cm thi organic layer.

Abb. 3. Stratigraphie des Järämäaapa Moors wie sie aus der Sitenolge

an der Probenahmestelle 2 ableitbar ist. Das Sedimentpaket im Gesiebe-

mergel ist 1–2 m di und wird dur eine 1–15 cm die Organiklage

gegliedert.




was contaminated with peat from the boom of the mod-

ern mire and was found to have an age of 6,900 ± 60 BP, i.e.

from the Holocene period.e ages are in line with the stratigraphy, which indi-

cates deposition of the boommost sediments at the end

of the Early Weichselian, followed by Middle Weichselian

sedimentation.

4 Discussion

Northern Finland is situated in the central part of SIS and

has been inuenced by several cold periods since the Early

Weichselian (S et al. 2004). ere were at least two

glaciation phases during the Early and/or Middle Weich-

selian period, with an intervening period of about 20 ka(Hs et al. 2000, 2007, S 2005). For that reason,

older stratied sediments have been available for younger

erosion and re-deposition processes. e mixture of old-

er and younger sediments is probably the reason for the

rather large variation in the oldest OSL ages. However, the

nite radiocarbon age of the organic layer is reliable and

indicates the relative age of deposition. It conrms Mid-

dle Weichselian origin, although there is a possibility of

earlier organic maer formation if the layer was contami-

nated by the younger carbon during later glacial processes

or it was inuenced by the groundwater. e radiocarbon

age can also be somewhat older in calendar years but still

correlates well with other age determinations of the Middle

Weichselian deposits in northern Finland and Sweden (e.g.

K 1969, Hs et al. 2000, 2007, H

& R 2010). e Middle Weichselian interstadial

deposits in central and southern Lapland have also been

described by M (2005), S (2005, 2008) and

S et al. (2010).

Should be indent the majority of the pollen grains in

the inter-till organic layer were somewhat decayed and

crumbling, but still clearly identiable. e organic mat-

ter was most probably transported and re-deposited in

the sediment. For that reason, interpretation of the veg-

etation is quite dicult. However, the general spectrum of modern pollen samples from northern Fennoscandia sug-

gests either tundra vegetation or open birch (sparse) forest

(P 1978, S et al. 2002). e pollen levels of Pinus

and Betula suggest that the timberline for Pinus and Betu- la cannot be far away from the Petäjäselkä site (P

1978, H 2001, S et al. 2002).e same rich composition of tree pollen has been re-

ported for example at Sokli, eastern Finnish Lapland

(H et al. 2000, B et al. 2009). H et al. (2000)

reported relatively high proportions of Pinus and Betulapollen (borehole 900, depth 7.81–7.07 m). e high amount

of Juniperus and Cyperaceae pollen indicates the same

vegetation environment. B et al. (2009) studied clay-silt

lacustrine sediments at Sokli, dated early MIS 3 (so-called

Tulppio Interstadial) and found similarities e.g. with the

values of Betula, Alnus, Picea and Cyperaceae. ose au-

thors concluded that there is a possibility of secondary ori-

gin tree pollen from older (e.g. Eemian) deposits.Pollen records for Riipiharju, northern Sweden,

are to some degree comparable (Riipiharju II, LPAZ2)

(H & R 2010). A signicant dier-

ence from the Petäjäselkä prole is the absence of Pinus pollen. However, it should be noted that comparisons be-

tween these sites are not straight-forward, because in the

case of Sokli and Riipiharju the sample material mainly

consisted of mineral material instead of organic material.

e inter-till organic sediment layer is only about 1 m

thick at the Petäjäselkä site and for that reason is scarcely

representative of the whole 40-ka deposition history. e

layer indicates re-deposition in separate phases. Howev-

er, the stratigraphy is supported by the chronological data

and indicates the occurrence of ice-free period(s) during

the Middle Weichselian.

5 Conclusions

e stratigraphical studies at Petäjäselkä form part of a

larger project aimed at updating the knowledge of glacial

chronology in the central part of the SIS in northern Fin-

land. Another aim is to provide new evidence about the ex-

istence and number of Weichselian interstadials. Our dat-

ing results for Petäjäselkä proved that the inter-till strati-

ed deposit with intervening organic layer represents theMiddle Weichselian interstadial. e ice-free period could

have lasted at least 20 ka and the vegetation represents

Pinus and Betula-dominated forests that are still typical of

Fig. 4. Pollen diagram o the 15 cm thi organic layer at sampling point 2, Järämäaapa. Grey curves show 10 x magnifcations.

Abb. 4. Pollendiagramm der 15 cm mätigen Organiklage an Probenahmestelle 2 im Järämäaapa Moor. Die grauen Kurven zeigen die 10ae Überhöhung.

30

35

40

D e p t h , d

m

A l n u

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20 40

B e t u l a

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20

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640

687

773

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SporesHerbsDwarf shrubsShrubsTrees

%% % %




the area. e organic sediment deposit at Petäjäselkä andother interstadial deposits found in central and southernFinnish Lapland clearly show that northern Finland wasice-free at least once during the Middle Weichselian period.

6 Acknowledgements

Support for the study was provided by the Geological Sur-vey of Finland and the University of Oulu. Mr. Kalervo Rau-hala, Mr. Kauko Mokko and Mr. Jukka Takalo are thankedfor their assistance during the sampling. ree anonymousreferees are acknowledged for the constructive criticism of the manuscript. Dr. Mary McAfee corrected the English of the manuscript.

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Books:

E, J. (1994): Allgemeine und historische artärge-ologie. – 358 S.; Stugart (Enke).

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Zitierweise (Beispiele)

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Monographise Werke, Büer:

E, J. (1994): Allgemeine und historische artärgeo-logie. – 358 S.; Stugart (Enke).

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Committee / Vorstand

Die Deutsche artärvereinigung (DEUQUA) e.V. ist einZusammenschluss deutschsprachiger artärwissenscha-ler und wurde 1949 gegründet. Der Verein hat zum Ziel dieartärwissenscha zu ördern, sie in der Öentlichkeitzu vertreten, den Kontakt zu angewandter Wissenscha zuintensivieren sowie öentliche und politische Gremien inquartärwissenschalichen Fragestellungen zu beraten. Des-weiteren hat der Verein sich zur Aufgabe gemacht, die Kon-taktpege der artärforscher untereinander und zu ver-wandten Organisationen im In- und Ausland zu betreiben.

Die DEUQUA veröentlicht jährlich mehrere Ausgabenvon „E&G – aternary Science Journal“. Dort werden For-schungserkenntnisse aus dem Bereich der artärwissen-scha publiziert. Zusätzlich werden Entwicklungen in derDEUQUA vierteljährlich in den Geowissenschalichen Mit-

teilungen (GMIT) bekannt gemacht.Im zweijährigen Turnus veranstaltet die Deutsche ar-

tärvereinigung e.V. die DEUQUA-Tagung. Diese bietet einForum, in welchem aktuelle Forschungsergebnisse aus demBereich der artärwissenschaen vorgestellt und diskuti-ert werden.

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Innrain 52

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Tel.: +43 (0)512-507-5593

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E-Mail: christoph.spoetl (at) uibk.ac.at

PROF. DR. LUDWIG ZLLER

Fakultät II – Lehrstuhl für Geomorphologie

Universität Bayreuth

Universitätsstrasse 30

D-95440 Bayreuth, GermanyTel.: +49 (0)921-55 2266

Fax: +49 (0)921-55 2314

E-Mail: ludwig.zoeller (at) uni-bayreuth.de

TREASURER / SCHATZMEISTER

DR. JRG ELBRACT

Landesamt für Bergbau, Energie und Geologie

Stilleweg 2

D-30655 annover, GermanyTel.:+49 (0)511-643-36 13

E-Mail: joerg.elbracht (at) lbeg.niedersachsen.de

EDITOR-IN-CHIEF / SCHRIFTLEITUNG (E&G)

PD DR. OLGER FREUND

ICBM – Geoecology

Carl-von-Ossietzky Universitaet Oldenburg

Schleusenstr 1

D-26382 Wilhelmshaven, Germany

Tel.: +49 (0)4421-94 42 00

E-Mail: holger.freund (at) uni-oldenburg.de

ARCHIVIST / ARCHIVAR

DR. STEFAN WANSA

Landesamt für Geologie und Bergwesen

Sachsen-Anhalt

Postfach 156

D- 06035 alle, Germany

Tel. +49 (0)345-5212-12 7

E-Mail: wansa (at) lagb.mw.sachsen-anhalt.de

ADVISORY BOARD / BEIRAT

DR. CRISTIAN OSELMANN

essisches Landesamt für Umwelt und Geologie

Postfach 3209D-65022 Wiesbaden, Germany

Tel.: +49 (0)611-69 39 92 8

E-Mail: christian.hoselmann (at) hlug.hessen.de

DEUQUA

DR. DANIELA SAUER

Institut für Bodenkunde und Standortslehre

Universität ohenheim

Emil-Wol-Str. 27

D-70593 Stuttgart, GermanyTel.: +49 (0)711-459-22 93 5

E-Mail: d-sauer (at) uni-hohenheim.de

PROF. DR. FRANK PREUSSER

Department of Physical Geography and

Quaternary Geology

Stockholm University

10961 Stockholm, Sweden

Tel. +46 8 674 7590

E-Mail: [email protected]

PROF. DR. REINARD LAMPE

Institut für Geographie und Geologie

Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifwald

Friedrich-Ludwig-Jahn-Strasse 16

D-17487 Greifswald, Germany

Tel: +49 (0)3834-86-45 21

E-Mail: lampe (at) uni-greifswald.de

PROF. DR. BIRGIT TERORST

Geographisches Institut

Universität Würzburg

Am ubland

D-97074 Würzburg, Germany

DeutschlandTel. +49 (0)931-88 85 58 5

E-Mail: birgit.terhorst (at) uni-wuerzburg.de

Deutsche QuartärvereinigungGerman Quaternary Association

e German aternary Association (DEUQUA) eV is anassociation of German-speaking aternary Scientists. eaim of the association is to promote the aternary Sci-ence, to represent it in public, to intensify the contact to ap-plied science as well as to advice public and political boardsin quatarnary issues.

Furthermore, the association has set itself the task of op-erating the contacts between the aternary Scientists andrelated organizations at home and abroad.

e DEUQUA published annually several editions of “E&G – aternary Science Journal”. In that journal re-search results from the eld of aternary Science arepublished. In addition, developments in the DEUQUA areannounced in the “Geoscience messages” (GMIT). GMIT ispublished quarterly.

Every two years, the German aternary Associationheld the DEUQUA-Conference. At this conference the lat-est research results of the aternary Science are presentedand discussed.





497E&G / Vol. 60 / No. 4 / 2011



498 E&G / Vol. 60 / No. 4 / 2011



rede / Nachbeellng

e volumes 6–7, 11–17, 19–28 and 30–58 are currently available. All other volumes are sold out. A reduced special price of

10,– € per edition is up to and including volume 55. e regular retail price applies from vol. 56/1–2. e complete content

is searable at www.quaternary-science.net .

1951–2006

Vol. 6–7, 11–17, 19–28, 30–55 ea volume 10,– €

2007 tpic Pice

Vol. 56 No 1–2 Special issue: Startigraphie von Deutsland – artär 54,– €

Vol. 56 No 3 Pfälzerwald, pollen types and taxa, Oberösterrei, Riß-Iller, Sahausen 27,– €

Vol. 56 No 4 Nußlo, Rangsdorfer See, Lieth/Elmshorn, Gardno Endmoräne/Debina Cli 27,– €

2008 tpic Pice

Vol. 57 No 1–2 Special issue: Recent progress in aternary dating methods 54,– €

Vol. 57 No 3–4 Special issue: e Heidelberg Basin Drilling Project 54,– €

2009 tpic Pice

Vol. 58 No 1 Surface Exposure Dating, Bodensee, Living Fossil, Hogebirgsböden 27,– €

Vol. 58 No 2 Special issue: Changing environments – Yesterday, Today, Tomorrow 27,– €

2010 tpic Pice

Vol. 59 No 1–2 Baltic Sea Coast, Rodderberg Crater, Geiseltal, Weersteingebirge, Møn, Argentina 54,– €

2011 tpic Pice

Vol. 60 No 1 Special issue: Loess in Europe 27,– €

Vol. 60 No 2–3 Special issue: Glaciations and periglacial features in Central Europe 54,– €

Vol. 60 No 4 Special issue: Quaternary landscape evolution in the Peribaltic region 27,– €

e prices are understood plus shipping costs. VAT is included.

sbcipin / Abnnemen

Title: E&G – aternary Science Journal

Print-ISSN: 0424-7116

Issues per volume: 2

Pice (Eur) pin pe vlme

End customers: 50,46 € (Free for DEUQUA-Members)

Wholesalers, booksellers: 32,80 €

Scientic libraries: 47,94 €

VAT is not included.

Page (Eur) pe vlme

within Germany: 2,50 €World (Surface): 6,80 €

World (Airmail): 7,70 €

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Libraries whi subscribe our journal can receive the vol-

umes 1951–2006 for free. Only shipping costs have to be paid.

ode adde

Geozon Science Media

po box 3245

D-17462 Greifswald

Germany

tel.: +49 (0)3834-80 14 80

fax: +49 (0)3834-80 14 81e-mail: info (at) geozon.net

web: www.geozon.net









volume 60 / umber 4 / 2011 / ss 0424-7116 / DO 10.3285/eg.60.4

www.quaternary-cience.net

Cnen

DOI 10.3285/eg.60.4.00

FewReinhard Lampe, Sebastian Lorenz

DOI 10.3285/eg.60.4.01

Jngqaäe Fleaen am mleen Lech zwchen Kna n Klelechfel– Ee EgebneBenjamin Geßlein, Gerhard Schellmann

DOI 10.3285/eg.60.4.02

sagaphy f Lae Qaenay val eace a he cnence f he Lech an danbe valleyPatrick Schielein, Gerhard Schellmann, Johanna Lomax

DOI 10.3285/eg.60.4.03

Z sk vn Eken n schlewg-Hlen, ne benee Beückchgng e„Eke-Kame-syem F senbg“ n mphlgche Hchlage

Alf Grube

DOI 10.3285/eg.60.4.04

the Lae Wechelan Hlcene ccen f he Neeee (rügen, Balc sea)– new el bae n ml-pxy eAnnette Kossler, Jaqueline Strahl

DOI 10.3285/eg.60.4.05

Geachaelgcal evence f Hlcene hman mpac an l en n a ll plann Vpmmen (Kühlenhagen, NE-Gemany)Mathias Küster, Fred Ruchhöft, Sebastian Lorenz, Wolfgang Janke

DOI 10.3285/eg.60.4.06

Zwe makane sachmänen: Pek/Bellan n Jamn, oeenel rügen/Nechlan – Gemename Mekmale n unecheeAlfred O. Ludwig

DOI 10.3285/eg.60.4.07

Mle Wechelan neaal ep a Peäjäelkä, Nhen FnlanPertti Sarala, Tiina Eskola

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e&g - quaternary science journal: quaternary landscape evolution in the peribaltic region

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