Paläolimnologische
und umweltanalytische
Untersuchungen an
Seesedimenten
des Plötzensees
und des Schwarzen Sees
(Nord-Brandenburg)
Diplomarbeit
vorgelegt von
Marc Hackelbörger
angefertigt im Geographischen Institut, Fachbereich Geowissenschaften der Georg-August Universität zu Göttingen
1995
-------------- > ausgewählte Abbildungen siehe unten
1
Allgemeine Zielsetzung
In
vorliegender Arbeit werden mit Hilfe sedimentologischer und
geochemischer Untersuchungen zwei Stechkernprofile der
nordbrandenburgischen Seen Plötzensee und Schwarzer See
charakterisiert.
Die
Wahl fiel auf Seesedimente, da sie durch die kontinuierliche
Akkumulation anorganischen und organischen Materials als "Kehrichtdeponien
des Stoffumsatzes" (ZÜLLIG 1956) und als "ausgezeichnete
Archive der Vegetations- und Florengeschichte" (WALTER
& STRAKA 1970) die Gesamtentwicklung des Reliefs in komplexer
Weise (NITZ 1983; BATTARBEE 1991) einschließlich der
Umweltverschmutzung am besten widerspiegeln (KEMP et al. 1974;
PENNINGTON 1981).
Das
Hauptinteresse dieser Arbeit liegt zum einen auf der
Rekonstruktion der Entwicklungsgeschichte beider Seen und der
Besiedlungsgeschichte der Einzugsgebiete und zum anderen auf der
vergleichenden Bestandesaufnahme von Schwermetallen im jüngeren
und älteren Sediment, um eine zeitliche Entwicklung eventueller
Verschmutzungseinflüsse nachzuvollziehen.
Bereits
veröffentlichte Untersuchungen von Seesedimenten sollen dabei
herangezogen werden, um die Verteilungen der untersuchten
Parameter Schwefel, organischer und anorganischer Kohlenstoff,
Glühverlust, Karbonat- und Wassergehalt und der Schwermetalle
Cadmium, Kupfer, Blei und Zink in den Sedimentprofilen zu
interpretieren.
2
Untersuchungsgebiet
2.1
Auswahl und Lage der Seen
Für
die Auswahl der Seen wurde einerseits nach einem See gesucht,
dessen Wasserhaushalt und -chemismus durch anthropogene
Einflüsse, wie z.B. agrarisch intensiv genutzte Flächen im
Wassereinzugsgebiet, Eingriffe in den Zu- und Abfluß, Eintrag
häuslicher Abwässer, etc. nachhaltig beeinträchtigt wurden.
Andererseits galt es, zum Vergleich einen unbelasteten und
möglichst naturnahen See zu beproben. Für die Untersuchungen
bietet sich das seenreiche Jungmoränengebiet in Nord-Brandenburg
an.
Die
Wahl fiel auf den 3 km nördlich von Flecken Zechlin
(Ortsbezeichnung) im Wald gelegenen Plötzensee und den Schwarzen
See am Ort Flecken Zechlin (Abb.1).
Abbildung
1: Übersichtskarte des Rheinsberger Seengebietes
(verändert
nach KRAUSCH & ZÜHLKE 1974)
Plötzensee
und Schwarzer See sind Bestandteil eines Seengebietes, das den
südöstlichen Abschnitt einer weit ausgedehnten Seenplatte im
Norddeutschen Flachland bildet ("Ostmecklenburgische
Kleinseeplatte", SCHULTZE 1955 in CASPER et al. 1985;
"Neustrelitz-Templiner Kleinseelandschaft",
HURTIG 1957; "Neustrelitzer Kleinseeland",
SCHOLZ 1964; "Seenzone des Nördlichen Landrückens",
MARCINEK & NITZ 1973; "Rheinsberg-Fürstenberger
Seengebiet", KRAUSCH & ZÜHLKE 1974).
Obwohl
die einzelnen Seengebiete der mecklenburgischen und
nord-brandenburgischen Seenplatte verschiedener Gebietsgröße
geologisch und hydrologisch nicht einwandfrei einzugrenzen sind,
wird im folgenden zur Vereinfachung der Begriff "Rheinsberger
Seengebiet" für den westlichen Teil des
nord-brandenburgischen Seengebietes verwendet. Das "Zechliner
Gebiet" (benannt nach dem Ort Flecken Zechlin) umfaßt
im folgenden das Untersuchungsgebiet im engeren Sinne.
2.2
Landschaftsentwicklung und Morphographie
2.2.1
Einführung
Das
Rheinsberger Seengebiet ist Bestandteil des norddeutschen
Flachlandes, dessen Geologie ausnahmslos von quartären
Sedimenten der drei großen Gletschervorstoßphasen des Elster-,
Saale- und Weichsel-Glazials, getrennt durch die Interglaziale,
gebildet wird (LIEDTKE 1981).
Die
an der Oberfläche des Untersuchungsgebietes anstehenden
ausschließlich weichseleiszeitlichen Sedimente werden von meist
unvollständigen Schichtpaketen älterer Glaziale und
Interglaziale unterlagert, da die mit dem kaltzeitlichen Klima
einhergehenden exogenen Prozesse die bereits abgelagerten
Lockergesteine oftmals erneut ausgeräumten (SARATKA 1969).
2.2.2
Präquartär
In
Südwest-Mecklenburg und Nordwest-Brandenburg wird die Grenze zum
Liegenden des Tafeldeckgebirges durch die Ingression des
Zechsteinmeeres in den mitteleuropäischen Raum gegeben und wurde
grundlegend im Verlaufe der mesozoischen Entwicklung in
Hebungszonen (älteres Mesozoikum) und Senkungsgebiete (jüngeres
Mesozoikum) strukturiert (über das Grundgebirge informierten
ausführlich KATZUNG & EHMKE 1993; zum Mesozoikum in
Brandenburg s. HUCKE 1922; KÖLBEL 1965; MARCINEK & NITZ
1973).
Im
Nordostdeutschen Tiefland sind die Jura- und Kreide-Sedimente
unter mehr oder weniger mächtigem tertiären Hüllstockwerk
verborgen, das in annähernd kontinuierlicher Entwicklung
vorhanden ist und im Untersuchungsgebiet nicht zu Tage tritt
(ERKMANN 1955; KUMMEROW 1957; ZENTRALES GEOLOGISCHES INSTITUT
1968).
Der
großräumige Senkungsbereich der Mecklenburg-Brandenburg-Senke
wird durch zahlreiche Salzstöcke und Salzkissen unterbrochen,
wie u.a. durch den Salzstock Zechlin und das Salzkissen Gransee
(KATZUNG & EHMKE 1993).
2.2.3
Quartär
2.2.3.1
Pleistozän: Elster-Glazial, Holstein-Interglazial, Saale-
Glazial und Eem-Interglazial
Zu
Beginn des Pleistozäns (zum Ältest- und Altpleistozän:
WOLDSTEDT 1961; LIEDTKE 1981) zog vermutlich aus dem Ostseeraum
kommend der erste elstereiszeitliche Hauptstrom des Gletschers
quer von Nordosten nach Südwesten durch Mecklenburg und
Brandenburg (MARCINEK & NITZ 1973) und hinterließ
Geschiebemergel und glazifluviale sowie Beckensedimente, die nach
CEPEK (1965) in Brandenburg 200 m erreichen können.
In
der nächsten Kaltzeit, nach CEPEK (1967) der "Elster-Vereisung
im engeren Sinne", kam es wieder zu einer ausgedehnten
Inlandvereisung, die eine Grundmoräne von 40 m Mächtigkeit in
Brandenburg hinterließ. Die Zusammensetzung der Elstersedimente
hängt stark von dem präquartärem Untergrund ab (zur
präquartärer Morphologie: CEPEK 1965, 1967; MARCINEK & NITZ
1973).
Nach
dem Rückschmelzen des Elster-Eises kam es zur ausgeprägten
Warmzeit des Holstein-Interglazials, das durch die bis 40 m
mächtige "Holsteinzeitliche Serie" (CEPEK 1965)
in Form von limnischen und fluviatilen Bildungen, wie Sande,
Mergel, Torfe, Kieselgur und Wiesenkalk (WOLDSTEDT 1958) in
zahlreichen Untersuchungen nachgewiesen werden konnte
(zusammenfassend in CEPEK 1965; ZENTRALES GEOLOGISCHES INSTITUT
1968; WOLDSTEDT & DUPHORN 1974).
Die
darauf folgenden Gletschervorstöße des Saale-Glazials, die
WOLDSTEDT (1954 in WOLDSTEDT & DUPHORN 1974) in Drenthe- und
Warthe-Stadium gliederte (zum Problem der stratigraphischen
Unterteilung des Saale-Glazials vgl. CEPEK 1967; EHLERS 1990),
hinterließen im Brandenburger Raum eine durchschnittliche
Mächtigkeit der durch Tonmergel und Bändertone getrennte
Geschiebemergel von ca. 100 m (CEPEK 1967).
Auf
den Komplex des Saale-Glazials folgte der des Eem-Interglazials
am Anfang des Jungpleistozäns. Diese aus wahrscheinlich mehreren
Warmperioden zusammengesetzte (EHLERS 1990) 30.000 Jahre
andauernde (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974) Warmzeit, zeigte nach
bisherigen Vorstellungen im Klimaoptimum 2 - 3°C höhere
Temperaturen als heute (MARCINEK & NITZ 1973).
Die
meist palynologisch untersuchten Bildungen der Eem-Warmzeit - in
Brandenburg und Mecklenburg 33 Vorkommen, darunter Zehdenik,
Grüneberg und Neuruppin - sind meist limnischer, seltener
fluviatiler Genese und weisen auf einen ähnlichen
Vegetationsablauf wie im Spätglazial und Holozän hin (WOLDSTEDT
1958; CEPEK 1965, 1972).
2.2.3.2
Pleistozän: Weichsel-Glazial
Das
auf das ca. 40.000 Jahre andauernde und durch Wärmeschwankungen
gekennzeichnete Früh- und Mittelglazial folgende Hochglazial der
Weichsel-Eiszeit umfaßt den Zeitabschnitt der Inlandeisbedeckung
(LIEDTKE 1981).
WOLDSTEDT
(1925) gliederte die Gletschervorstöße, die auf einen kleinen
Zeitabschnitt des Weichsel-Glazials von 20.000 Jahre b.p. bis
13.750 b.p. in Norddeutschland beschränkt waren (MENKE 1968;
MÖRNER 1970), nach morphostratigraphischen Gesichtspunkten in
Brandenburger, Posener und Pommersches Stadium. Das Posener
Stadium erhielt später die Bezeichnung Frankfurter Stadium.
Die
Vorstellungen von SCHULZ (1965) und WOLDSTEDT & DUPHORN
(1974: S.49ff., dort weitere Lit.), nach denen die Frankfurter
Eisrandlage als Stadium beibehalten wird, werden dieser Arbeit
zugrunde gelegt. Die drei Stadien bilden in Mecklenburg und
Brandenburg mit ihren Staffeln und der ihnen vorgelagerten
Sanderflächen das stratigraphische Grundgerüst der
Weichsel-Eiszeit (KLIEWE & JANKE 1972; vgl. HANNEMANN 1969:
untergeordnete Stellung der weichseleiszeitlichen Sedimente).
Die
Brandenburger Eisrandlage südlich Berlins, detailliert in CEPEK
(1972), KLIEWE & JANKE (1972) und SCHULZ & WEIßE (1972)
dargestellt, entspricht der Maximalausdehnung des
weichseleiszeitlichen Inlandeises vor ca. 20.000 Jahren (CEPEK
1965).
Die
Hauptendmoräne des Frankfurter Stadiums verläuft westlich der
Oder über das Barnimplateau im Norden von Berlin zum Plauer See
(zum weiteren Verlauf: WOLDSTEDT & DUPHORN 1974). Sie grenzt
westlich an das Untersuchungsgebiet und läßt sich von Flecken
Zechlin nach Rheinsberg verfolgen, erreicht mehrfach Höhenwerte
von über
100 m ü.N.N. (Eichholzberge) und relative Höhenwerte zur
östlich anschließenden Grundmoräne bis zu 60 m (Abb.1, 2, 3).
Die
Ausbildung der "bogenförmig ein- und ausgebuchteten
äußeren Randlage" (SCHOLZ 1964) des
Endmoränengürtels, die als Satzendmoräne mit nach Osten
anschließender breiter Sanderfläche ausgebildet ist (MARCINEK
& NITZ 1973: "Ruppiner Platte"), befanden
SCHULZ & WEIßE (1972) und BEHRMANN (1959/1960) als Indizien
für eine "längere Periode der Stagnation des
Inlandeises" zwischen 17.000 - 19.000 Jahre b.p.
(OVERBECK 1975). An den inneren Randlagen an den Zungenbecken,
hier am tief ausgeschürften Rheinsberger Zungenbecken, tritt die
Endmoräne als Stauchungswälle in Erscheinung (SCHNEIDER 1965;
KRAUSCH & ZÜHLKE 1974).
Abbildung
2: Übersichtsblockbild des Zechliner Gebietes
Die
mit ARC-INFO (GIS) digitalisierten und interpolierten Höhenwerte
(n=1000) für die Profillinienbildung entstammen der
Topographischen Karte 2842, Blatt Zechlin. Das dargestellte
Relief im Bereich der Seen entspricht der aktuellen Höhe über
dem Meeresspiegel ohne Wasserfüllung. A = Kleiner Wumm-See, B =
Großer Wumm-See (südlicher Teil), C = Plötzensee, D =
Hellengrund (Talung, 65 m ü.N.N.), E = Zechliner See, F =
Vogelberg (85 m ü.N.N.), G = Schwarzer See, H = Eichholzberge
(111 m ü.N.N.). Die Grundfläche der Übersichtskarte entspricht
0 m ü.N.N. (Entwurf: Marc Hackelbörger).
Im
Osten schließt sich an die Frankfurter Eisrandlage im Bereich
des "Rheinsberger Lobus" (WOLDSTEDT &
DUPHORN 1974) die Grundmoräne an.
Abbildung
3: Geomorphologische Karte des Zechliner Gebietes
(Entwurf
M.Walther).
Sie
wurde von geringmächtigen Decksanden durch die Schmelzwässer
der im Osten liegenden Fürstenberger Staffel (RHEINHARD 1964 in
SCHNEIDER 1965) und Strasener Eisrandlage, vermutlich eine
Vorstaffel der Fürstenberger Staffel, verschüttet oder erodiert
wurde und taucht steil unter die Beckenablagerungen ab (KRAUSCH
& ZÜHLKE 1974).
SCHNEIDER
(1965), KLIEWE & JANKE (1972), KRAUSCH & ZÜHLKE (1974)
und MARCINEK (1981 in CASPER et al. 1985) nehmen für dieses
Rückland des Frankfurter Stadiums nach der Bildung einiger
Endmoränenkuppen durch jüngere Eisrandlagen, darunter der
Vogelberg östlich des Schwarzen Sees, einen raschen Eiszerfall
und die daraus resultierende Bildung eines breiten Toteisgürtels
in dem ausgedehnten Zungenbecken an (s.Kap.2.2.4.1).
Das
Untersuchungsgebiet kann in folgende geologische Einheiten
zusammengefaßt werden (GAGEL 1915):
-
sandig-kiesige Ausbildungen, stellenweise kiesig-lehmiger Sand in
der Umgebung und nördlich des Plötzensees
-
oberflächig entkalkter Geschiebemergel im Bereich des Schwarzen
Sees (lemiger Sand - Lehm)
-
Sande, zum Teil auf Geschiebemergel östlich des Schwarzen Sees
-
Sande, Kiese und Gerölle auf kiesigem Sand westlich des
Schwarzen Sees
Die
Hauptendmoräne wurde nahe Rheinsberg von breiten Talsandflächen
unterbrochen (HURTIG 1957: "Rheinsberger Pforte"),
die von Schmelzwässern der Fürstenberger Staffel geschaffen
wurden. Dieses Schmelzwassertal - Untersuchungen der
Eisrandentwässerungen lieferte LIEDTKE (1956/57, 1961 in LIEDTKE
1981) - erstreckt sich weiter nach Süden und mündet in das
Obere Rhinluch (MARCINEK & NITZ 1973).
Die
vom Frankfurter Stadium durch das Blankenberg-Interstadial (CEPEK
1967, 1972; LIEDTKE 1981: 15.000 b.p.) getrennte Eisrandlage des
Pommerschen Stadiums, für deren Bildungszeit MENKE (1968) und
MÖRNER (1970) ein Alter von 14.800 Jahren b.p. annehmen,
vermochte nur die nördlichen Formen des lebhaften Reliefs des
Frankfurter Stadiums zu modifizieren (LIEDTKE 1981). Dadurch und
aufgrund der Lage direkt an der Endmoräne des Frankfurter
Stadiums ist grundlegend die Ablagerungszeit der Sedimente im
Untersuchungsgebiet eingegrenzt.
Die
Mächtigkeit des gesamten Quartärs beträgt im Zechliner Raum
ca. 100 m, südöstlich von Rheinsberg verringert sich die
Mächtigkeit beträchtlich (ZENTRALES GEOLOGISCHES INSTITUT
1968).
2.2.3.3
Spätglazial und Holozän
In
der Spätglazialzeit, im Zeitraum vom Rückzug des Eises vom
Pommerschen Stadium (OVERBECK 1975: ca. 14.000 b.p.) bis zum
Rückzug der Moränenzüge des Salpausselkä (WOLDSTEDT 1961: ca.
10.000 b.p.), überprägten periglaziäre Prozesse die glazialen
Oberflächenformen des Untersuchungsgebietes.
Genügend
Hinweise auf periglaziäre Prozesse im Jungmoränengebiet, wie
z.B. solifluidale Fließerden, Frostspalten, periglaziäre
Trockentäler und Dünenbildungen sind in SCHULZ (1967), HENNING
(1973) und zusammenfassend in LEMBKE (1972) und WOLDSTEDT &
DUPHORN (1974) beschrieben.
So
führte die spätglazial-ältestholozäne Austauphase, in der das
Klima im Bölling- (11.900 - 12.250 b.p.) und
Alleröd-Interstadial (10.950 - 11.750 b.p.) den Dauerfrostboden
reduzierte (LIEDTKE 1981), zur " Regeneration des glazial
angelegten Reliefs" (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974) bis
zum Ende des Kälterückfalles der Jüngeren Tundrenzeit (10.000
- 10.950 b.p.). Die postglaziale Erwärmung löste den
Dauerfrostboden vollständig auf (LIEDTKE 1981) und die damit
verbundene sich rasch ausbreitende Walddecke dezimierte
kräftigere morphodynamische Prozesse stark (MARCINEK & NITZ
1973). In dieser Zeit bildete sich das heutige Flußsystem in
mehreren charakteristischen Phasen aus den "chaotischen"
Abflußverhältnissen heraus (MARCINEK & BROSE 1972; HENNING
1973).
2.2.4
Allgemeine Entwicklungsgeschichte der Seen
2.2.4.1
Ausbildung der Seebecken
Die
Mecklenburgische und Nord-Brandenburgische Seenplatte
Die
zahlreichen Seen der Mecklenburgischen und Nord-Brandenburgischen
Seenplatte, deren durchschnittliche Breite 200 - 300 m beträgt
und die häufig Wassertiefen um 8 m aufweisen, erfüllen einen
großen Raum zwischen der Frankfurter und der Pommerschen
Eisrandlage.
Der
großräumige Seen- und Moorreichtum wird im Zusammenhang mit der
Abspaltung eines breiten Gürtels stagnierenden Eises
unterschiedlich großer Mächtigkeit während der etappenhaften
Zurückverlegung des Inlandeisrandes vom Frankfurter Stadium
beschrieben (MARCINEK & NITZ 1973; LIEDTKE 1981; MARCINEK
1981 in CASPER et al. 1985). GALON (1972) bezeichnete diesen
Vorgang als "subaerische Enteisung", dessen
Prozesse nach NITZ (1983) in der "Niedertauphase"
nach der eigentlichen "Anlagephase", der
primären Ausformung der Becken durch Exaration und
Schmelzwasserwirkung (s.u.), zusammengefaßt wurden (vgl.
MARCINEK & BROSE 1972; CHROBOCK et al. 1983). Im weiteren
Abschmelzprozeß wurden die in den Senken noch vorhandenen
Eisreste nachfolgend von jüngeren Sandern um- und verschüttet.
Nach
einer Unterbrechung des Abschmelzprozesses während der Ältesten
Tundrenzeit (CHROBOCK et al. 1983; NITZ 1983: "Konservierungsphase";
MARCINEK & BROSE 1972: "Beckenerhaltung")
erfolgte mit dem vollständigen Austauen des Toteises ein
Nachsacken der Sanderdecken, nach GALON (1972) die zweite
Enteisungsphase ("unterirdische Enteisung"),
nach NITZ (1983) die "Tieftauphase" in der Zeit
zwischen dem Bölling-Interstadial und dem Frühholozän. Es
konnten in zahlreichen der steilen Hohlformen, die gegenwärtig
oftmals Hänge von 25° - 30° Neigung aufweisen, Grundwässer
eintreten und damit die Seen gebildet werden (LIEDTKE 1981;
CHROBOCK et al. 1983; NITZ 1983; MARCINEK 1994).
Diesen
Austauprozeß, der sich nach älteren Meinungen nur bis zum
Alleröd, nach CHROBOCK et al. (1983) und NITZ (1983) bis ins
Präboreal und nach SUCCOW (1987 in PROFT & KREY 1990) sogar
bis in das Boreal (8500 b.p.) hinzog, stellten PACHUR &
RÖPER (1987) anhand Berliner Seen ausführlich dar.
Entgegen
dieser mehrmalig aufgeführten längeren Wirkung des Toteises bei
der Becken- und Rinnen-"Formung" diskutierten PACHUR
& RÖPER (1987: S.57ff.) bezogen auf das Haveltal ein
schnelleres Abbauen des Eises im Spätglazial, bedingt durch den
Kontakt mit fließendem Wasser (Wärmeaustausch).
Das
Rheinsberger Seengebiet
Das
Untersuchungsgebiet im engeren Sinne ist nach BEHRMANN
(1949/1950) und KLIEWE & JANKE (1972) in Anlehnung an
WOLDSTEDT (1923 in WOLDSTEDT 1952; 1926), der damals die
weichseleiszeitlichen Rinnen noch als subglaziär erosiv
angelegte und durch Toteis konservierte Formen ansah, Bestandteil
des "Rheinsberger Seenbaumes" (BEHRMANN
1949/1950). Der Begriff wird in der Seenanordnung in Abbildung 1
deutlich.
Charakteristisch
sind die langgestreckten Formen der Talungen (LIEDTKE 1981) und
das "fächerförmige System" (WOLDSTEDT &
DUPHORN 1974) bzw. die "netzartige Anordnung" zu
Seenketten (GRUBE 1983), die sich an einem Punkte am ehemaligen
Gletscherrand vereinigen, in diesem Fall zur "Rheinsberger"
Pforte" (HURTIG 1957).
Demgegenüber
steht die Meinung, der zufolge die Gletschererosion die
Hauptarbeit bei der Entwicklung der Rinnen gespielt haben soll
(WOLDSTEDT 1952; GRIPP 1975; GRUBE 1983). Neben weiteren
Vorstellungen zur Enstehung der Rinnen (Literaturangaben in
LIEDTKE 1958 und GALON et al. 1983) schlägt unter anderem
WOLDSTEDT (1961) die kombinierte Entstehungsursache vor.
LIEDTKE
(1958, 1981) differenziert die Genese der Rinnen nach deren
Ausbildung. Er betont einerseits die Verschiedenartigkeit der
Entstehung der Becken, die Polygenetik von Seenkomplexen und
vereinzelten Seen und andererseits die von BÜLOW (1952 in
LIEDTKE 1958) wahrscheinlich gemachte Klassifizierung aller
Depressionen im glazial geformten Relief als "Toteisseen".
Für
die meisten Vertiefungen im betrachteten Gebiet nehmen auch
KRAUSCH & ZÜHLKE (1974), MARCINEK (1981 in CASPER et al.
1985) und KREY & KLOSS (1990) eine Konservierung der
Depressionen durch Toteis an, wodurch auch die steilabfallenden
Ufer und die Uferterrassen gebildet wurden (Stillstandsphasen im
Abtauprozeß).
Plötzensee
Bei
der Einzelbetrachtung des seenahen Reliefs des Plötzensees zeigt
sich, daß die westlich und östlich des Sees angrenzende Talung,
deren Form sich auch in der Oberfläche des Seebodens
widerspiegelt (s.Kap.2.4.2, Abb.5), für eine Anbindung des Sees
an eine West-Ost verlaufende, eventuell subglaziäre
Schmelzwasserrinne sprechen.
Da
die direkten Prozesse, welche das relativ kleine Becken des
Plötzensees anlegten, in der Literatur nicht beschrieben werden,
kann der Plötzensee nach LIEDTKE (1958, 1981), MARCINEK &
NITZ (1973) und MARCINEK (1981 in CASPER et al. 1985) als "Kombinationssee"
bzw. "kombinierter Beckensee" - durch
Rinnenbildung, eventuell Eisschurf, Überschüttung und Austauen
von Toteisresten gebildet - angesprochen werden. Dies entspricht
dem Beckentyp der "deuterogenen Becken" (NITZ
1983 bzw. CHROBOCK et al. 1983: "latente Beckenschaffung").
Schwarzer
See
Aufgrund
der rundlichen Form, der wahrscheinlich genetischen Beziehung zur
Endmoräne des Frankfurter Stadiums und der an der Oberfläche
anstehenden Geschiebemergel (Abb.3, 4, 8) ist der Schwarze See
nach der Seentypisierung von LIEDTKE (1958, 1981) in die
Kategorie der "Zungenbeckenseen" zu stellen
(CHROBOCK et al. 1983: "akute Beckenschaffung"
bzw. NITZ 1983: "protogene Becken").
Das
Becken, das gegenwärtig eine Wasserspiegelhöhe von 56,1 m
ü.N.N. aufweist, war nach Angaben von KRAUSCH & ZÜHLKE
(1974) bis zum Kanalbau (s.Kap.2.4.3) durch eine kleine
Rückzugsstaffel (Vogelberg, 84,9 m ü.N.N., Abb.4) vom Zechliner
See abgeschnürt, an dem sich zwei Rinnensysteme vereinigen.
Im
Interpretationskapitel dieser Arbeit ist zu diskutieren,
inwieweit diese Erklärungen der Seebeckenausbildung auf die
untersuchten Seen zu projizieren, berichtigen oder zu erweitern
sind.
2.2.4.2
Seebeckensedimentation
Nach
dem endgültigen Austauen des Toteises setzten Vorgänge ein, die
wieder auf die Füllung der Becken hinarbeiteten (NITZ 1983;
CHROBOCK et al. 1983: "Verlandungsphase") und
die im folgenden grundlegend geschildert werden.
Die
Klassifizierung der limnischen Sedimente nach MERKT et al. (1971)
bildet die Grundlage der Benennungen der Mudden. Der
niederdeutsche Begriff "Mudde" (organische
Süßwassersedimente) wurde von WEBER (1902 in OVERBECK 1975:
S.82ff., dort Auflistung früherer Seesedimentbenennungen)
geprägt.
Mit
dem Einschwemmen und Umlagern von Kiesen, Sanden, Schluffen und
Tonen (Limnominerite: Seesand, -ton und -schluff) durch
mechanische Vorgänge verschiedenster Intensität und Art
(periglaziäre Prozesse) begann meist im Spätglazial die
Auffüllung von Seen und Senken. Infolge der Klimaeinbrüche des
Spätglazials während der Dryas II- und Dryas III-Schwankung
(Übersicht in OVERBECK 1975: S.392: Tab.25, S.666: Abb.262) und
der regional unterschiedlichen morphographischen Voraussetzungen
trat keine allgemein typische Limnomineritsedimentation ein, wie
zahlreiche Untersuchungen von Seesedimenten zeigten (z.B.
Basissequenzen Berliner Seesedimentkerne in PACHUR & RÖPER
1987: S.45, S.49, S.57).
Die
Dominanz der Ablagerung mineralischen Materials konnte auf der
anderen Seite schon während spätglazialer Wärmeschwankungen
von Bildungen autochthoner, organogener Mudden in relativ früh
wassergefüllten Senken teilweise oder vollständig abgelöst
werden (vollständig z.B. BERGLUND 1971: organogene Muddenbildung
seit Beginn des Bölling-Interstadials, Björkeröds Mosse -
S-Schweden).
Die
endgültige Füllung der Niederungen mit Wasser erfolgte während
des postglazialen Meerespiegelanstieges und des damit verbundenen
binnenländischen Grundwasseranstieges (WOLDSTEDT & DUPHORN
1974) oder schon früher durch stauende Schichten an der
Beckenoberfläche, über denen sich lokale Wasserkörper
ausbildeten (MENKE 1987; JUNG 1990).
Auf
erhebliche Seespiegelschwankungen während dieses größeren
Zeitbereiches zwischen der Jüngeren Tundrenzeit und des jungen
Teils des Atlantikums, insbesondere als Folge eines erschwerten
Abflusses der Senken und Niederschlagsschwankungen, machte schon
THIENEMANN (1932 in FIRBAS 1949) aufmerksam. Spätglaziale
Fluktuationen der Seespiegel wurden von DIGERFELD (1971 - 1975 in
BERGLUND 1986) am Beispiel schwedischer Seen ausführlich
dargelegt und eine eventuell allgemeingültige
Wasserspiegelhebung während des Atlantikums in BOEHM-HARTMANN
(1973: S.348ff.) diskutiert.
Die
allgemein zunehmende klimatische Gunst am Ausklang des
Spätglazials führte mit ihrer Wirkung auf die Tier- und
Pflanzenwelt und zugleich auf die Reduzierung der
morphodynamischen Prozesse zur Ablagerung limnischer Mudden
verschiedenster Zusammensetzung und Sedimentationsraten in den
Depressionen (Vergleiche von Sedimentationsraten verschiedener
Seen u.a. in ERLENKEUSER & WILLKOMM 1970 in LIEDTKE 1981;
WETZEL 1970).
Meist
bestehen die Mudden aus autochthonem Plankton, das teils
pflanzlicher - zum größten Teil Stoffwechselprodukte aus der
assimilierenden und zehrenden Tätigkeit von Mikroorganismen -
und teils tierischer Natur - organische Überreste des
Planktonvegetation und der heterotroph im Schlamm lebenden
Organismen - ist (Limnohumite: Lebermudden) und nach der
Akkumulation auf dem Seeboden durch die schlammfressende
Kleinlebewelt verwertet wird (ZÜLLIG 1956; MÜCKE 1993).
Das
schnelle Auffüllen flacherer Senken mit zum Teil auch gröberem
organischen Material führt zur Entfaltung einer höheren
Pflanzenwelt im Seebeckenbereich (Feindetritus-, Grobdetritus-
und Torfmudden). Es kommt unter bestimmten Voraussetzungen zur
Bildung von Mooren (WOLDSTEDT 1958). Die früheste Torfbildung
(Niedermoortorf) setzte nach OVERBECK (1975) im Alleröd ein. Die
großflächige, topogene Vermoorung begann im frühen Atlantikum
um 7000 Jahre b.p. (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974; OVERBECK 1975).
Neben
der Ablagerung autochthoner, organischer Substanz dominieren
graue Kalkmudden (Limnominerite: auch Seekreide, Kalksapropel) im
Sediment einiger kalkreicher und meist mesotropher bis leicht
eutropher Gewässer (KOSCHEL et al. 1983, 1987). Sie werden
gebildet durch biogene (ROSSKNECHT 1980; STABEL 1986) und
physikochemische (BRUNSKILL 1969) Entkalkung des Seewassers und
Festlegung des Calcits im Sediment (chemische Grundlagen in
ROSSKNECHT 1977: S.36ff.; umfangreiche Literatur in TERLECKY
1974; KÜCHLER-KRISCHUN 1990).
Helle
Calcitlagen bilden im Wechsel mit dunkleren Schichten anderen
Sedimentinhaltes (organisches Material, Eisensulfide und
-hydroxide) feinlaminierte Rhythmite (FÜCHTBAUER 1988: S.841ff.:
zyklische Wechsellagerung). Deren Vorkommen und mögliche
Bildungsbedingungen (Jahreszyklus) legten BERGLUND (1986:
S.343ff.), PACHUR & RÖPER (1987: S.61ff.) und FÜCHTBAUER
(1988: S.880) ausführlich dar.
Weiterhin
konnte während des Vorganges der Beckenfüllung gelöstes und
partikuläres, allochthones, anorganisches (mineralischer
Detritus, Phosphat, etc.: Limnominerite) und organisches (Staub,
organismischer Eintrag wie Pollen, Bestandsabfall und
Insektenleichen, etc.: Limnohumite) Material je nach
Eintragsbedingungen mehr oder weniger in die Seen äolisch,
fluviatil und durch chemische Erosion via Grundwasser und
Interflow und der Zuflüsse natürlich oder "quasi
natürlich" (MORTENSEN 1954/1955) eingetragen werden
(MACKERETH 1965, PENNINGTON 1981).
Diese
zusätzlichen Einträge stellen bezüglich des
Nährstoffhaushaltes allgemein in eutrophen Seen einen Faktor
dar, der zu vernachlässigen ist, während sie in oligotrophen
oder flachen Seen wegen ihrer relativ geringen Konzentrationen an
Wasserinhaltsstoffen eine wichtige ökologische Rolle spielen
(CASPER et al. 1985: 404ff.).
Einen
hervorzuhebenden äolischen Prozess stellt die Akkumulation des
Laacher Bimstuffes dar, der in den Sedimenten im Bundesland
Brandenburg bis zu einem Millimeter Mächtigkeit erreichen kann
(MÜLLER 1959, 1965; PACHUR & RÖPER 1987: S.44ff.). Die
Schicht ist aufgrund des einmaligen Eruptionsereignisses ein
stratigraphischer Marker, dessen Ablagerungszeit auf ca. 11.300
Jahre b.p. festzusetzen ist (STRAKA 1975 in SCHMIDT 1987). Eine
Auszählung von Warven (Meerfelder Maar - Westeifel) ergab eine
Ablagerungszeit des Laacher Bimstuffes vor 11.224 Jahren
(ZOLITSCHKA 1988).
Der
relativ junge Input zivilisatorischer Art in die Seen wird in
Kapitel 2.4.3 behandelt.
Zusammenfassend
ergibt sich, daß eine Vielfalt miteinander in Beziehung
stehender bio- und geochemischer Prozesse die Art und
Zusammensetzung von Seesedimenten ganz entscheidend beeinflußt.
Dabei ist das Wechselspiel der Prozesse, das die Sedimente
prägt, sehr komplex, was allgemein in der Diversität der in der
Literatur beschriebenen Seesedimentkerne zur Geltung kommt.
Im
Interpretationskapitel soll auf einzelne, im Vordergrund stehende
Prozesse näher eingegangen und mit weiteren Untersuchungen
beispielhaft belegt werden.
2.3
Klima
Der
nord-brandenburgische Seenbezirk ist durch das "Mecklenburgisch-Brandenburgische
Übergangsklima" (HURTIG 1957) gekennzeichnet. Die
maritimen und kontinentalen klimatischen Unterschiede machen sich
großräumig sowohl von Norden nach Süden, als auch von
Nordwesten nach Südosten bemerkbar.
Weithin
geben lokale Einflüsse (Anwesenheit der zahlreichen Seen,
Morphographie) den Mittelwerten verschiedener Stationen in
Brandenburg und Mecklenburg ein besonderes Gepräge.
Im
untersuchten Raum beträgt der Jahresmitteltemperaturwert 8°C,
wobei die Mitteltemperatur des Juli 18°C, die des Januars -1°C
ist. Die durchschnittliche Jahresamplitude liegt mit 18,6°C
deutlich höher als in Nord-Mecklenburg (17,5°C). Der Übergang
zur Kontinentalität wird durch durchschnittlich 26 Eistage, 102
Frosttage, 24 Sommertage und 3 heiße Tage im Jahr angezeigt. Die
tieferen Lagen der Seenplatte sind infolge der Eis- und Frosttage
durch Ausstrahlungsfröste gefährdet. Zwischen Dezember und
März treten häufig Temperaturen unter -10°C auf, selten unter
-20°C.
In
Nord-Brandenburg sind Mai, Juni und September die wolkenärmsten
Monate
(ca. 7 Zehntel), dagegen die Monate November, Dezember und Januar
die wolkenreichsten Monate (ca. 5 Zehntel).
Hohe
Luftfeuchtigkeiten und das daraus resultierende häufige
Auftreten von Nebeln lassen einen starken Einfluß der Seen
erkennen (83% jahresdurchschnittliche Luftfeuchte am
Stechlinsee).
40
- 50% der Winde entstammen aus dem westlichen Quadranten und sind
in den Sommermonaten Juli/August und in den Wintermonaten
Dezember/Januar besonders ausgeprägt. Die Winde aus den
südlichen Richtungen sind im ersten Halbjahr bis Mai und im
zweiten Halbjahr ab August mit durchschnittlich über 40% stark
vertreten.
Der
Mittelwert für den Jahresniederschlag im Rheinsberger Seengebiet
bewegt sich um 600 mm. Juli und August heben sich
dabei mit monatlichen Durchschnittswerten von über 60 mm
Niederschlag von anderen Monaten ab. Aus den Klimamessungen
ergibt sich eine Zahl von 180 Tagen mit Niederschlag, so daß es
hier durchschnittlich an jedem zweiten Tag regnet bzw. schneit.
Die mittlere Zahl der Tage mit Schneefall beträgt im Jahr 37,1
Tage. Die Anzahl der Gewittertage liegt bei über 20.
Allgemein
weisen schon die geringen Erhebungen im Relief Stau- und
Leewirkungen der Luftmassen auf, die wesentliche
Differenzierungen der Niederschläge beim Durchqueren der
Seengebiete hervorbringen können (KEIL 1950 in HURTIG 1957:
Station Neustrelitz 1881-1930; METEOROL.HYDROL.DIENST DER DDR:
Klimaatlas für das Gebiet der DDR, Berlin 1953; HEYER 1962;
HEITMANN & SCHUBERT 1965: Station Rheinsberg 1957-1965;
RICHTER & KOSCHEL 1985).
2.4
Hydrographie
2.4.1
Hydrographie des Rheinsberger Seengebietes
Abfluß-
und Grundwasserverhältnisse
Die
Wasserscheide zwischen der Elbe und der Ostsee zieht westlich des
Schweriner Sees auf einer Zwischenstaffel ostwärts zwischen den
beiden Hauptendmoränen entlang (MARCINEK & NITZ 1973) und
liegt nördlich des Rheinsberger Seengebietes.
Das
Untersuchungsgebiet wird grundlegend nach Süden durch den
insgesamt 125 km langen Rhin zur Elbe hin entwässert. Geringe
Flächen des Rheinsberger Seengebietes werden auch nach Norden
und nach Osten zur Havel und weiter zur Elbe hin entwässert
(KRAUSCH 1969; HURTIG 1957). Der östlich des Großen Wumm-Sees
gelegene Twern-See gilt als Quellsee des Rhins, der am Schloß
Rheinsberg aus der Seenreihe des Rheinsberger Beckens austritt
(KRAUSCH & ZÜHLKE 1974).
Die
vielen Seen, die großräumig ca. 10% des Areales der Seenplatte
ausmachen (MARCINEK & NITZ 1973), beherrschen das
hydrographische System des Landes, dessen Wasserführung im
Jahresverlauf sehr ausgeglichen ist (SCHOLZ 1964; MARCINEK &
SCHMIDT 1994: ca. 150 mm/m2).
Verantwortlich
für diesen tieflandstypischen Abfluß sind im Hangenden einer
mergelig-tonigen Schicht durchlässige, sandige und
sandig-kiesigen Substrate, welche eine rasche Versickerung des
Niederschlagswassers begünstigen sowie die geringen relativen
Höhen und die Aneinanderkettung von Seen.
Die
wasserstauenden Tone (LIEDTKE 1981: Beckenbildungen, Decktone)
begrenzen das zusammenhängende obere und ungedeckte
Grundwasserstockwerk in verschiedener Tiefe nach unten (SARATKA
1969; KRAUSCH 1969; KRAUSCH & ZÜHLKE 1974). So herrschen im
Bereich des Plötzensees mächtige Sande und Kiese vor, während
Geschiebemergel im Umland des Schwarzen Sees oberflächennah
anzutreffen ist (GAGEL 1915; vgl.Kap.2.2.3.2).
Im
Bereich der Endmoräne des Frankfurter Stadiums ist wegen der
häufig auftretenden wechselnden Lagerungsverhältnisse -
vorwiegend sandig-kiesige Schichten mit undurchlässigen und
blockreichen Einlagerungen - mit einem stark wechselnden Aufbau
der Grundwasserleiter zu rechnen (SARATKA 1969).
Je
nach Beschaffenheit und Lage der undurchlässigen Schichten ist
der Stand des Grundwassers sehr verschieden, dessen
durchschnittliche Tiefe ca. 10 m unter der Geländeoberfläche
beträgt (HURTIG 1957; SCHOLZ 1964). Die Wasserspiegel der zu-
und abflußlosen Seen, die annähernd den gleichen Schwankungen
unterliegen wie die Grundwasseroberfläche in Seenähe, zeigen
Fluktuationen von bis zu 1,3 m aufgrund der alljährlichen,
niederschlagsbedingten Grundwasserspiegelhochstände im Frühjahr
(KRAUSCH & ZÜHLKE 1974) oder der teils tief im Boden
wirksamen Verdunstung in den Trockenperioden (HURTIG 1957). Auf
einen Oberflächenabfluß gibt es, abgesehen von den Verbindungen
der Seen, keinen Hinweis.
Trotz
starker anthropogener Eingriffe in den Wasserhaushalt
(s.Kap.2.4.3) bestehen im Großraum der Mecklenburgischen
Seenplatte noch zusammenhängende Binnenentwässerungsgebiete,
die im Untersuchungsgebiet nur noch rudimentär vorhanden sind.
Sie setzen sich aus einigen, oberirdisch zu- und abflußlosen
Hohlformen zusammen, deren Wässer verdunsten oder mit dem
Grundwasser abfließen (TREICHEL 1957 in MARCINEK & NITZ
1973; KRAUSCH 1969).
Beschaffenheit
der Grund-, Niederschlags- und Oberflächenwässer
Untersuchungen
von MOTHES (1981a) im Rheinsberger Seengebiet ergaben je nach
Nutzung des Wassereinzugsgebietes und der Seen sehr
unterschiedliche Gehalte an Phosphor, Stickstoff und Kohlendioxid
im Seewasser (Zeitraum der Messungen 1970 - 1975, Autorenliste in
MOTHES 1981a: S.1).
Er
kam zu dem Schluß, daß die gute Wasserqualität vom Stechlin-
und Nehmitzsee und der oligotrophe Charakter (Ortho-PO4
gelöst/PO4 gelöst/NO3, Maximalwerte in mg P/l und mg N/l im
Epilimnion: Stechlinsee 0,004/0,008/0,08, Nehmitzsee
0,004/0,015/0,07) mit dem grundlegend nährstoffarmen
Einzugsgebiet und der extensiven Nutzung des Gebietes in enger
Verbindung stehen (MOTHES 1981a, MOTHES et al. 1985). Dies sind
Bedingungen, die auch für den Plötzensee gelten könnten.
Grundwassermessungen
im großräumigen Bereich des Stechlinsees stützen die Annahme
einer geringen natürlichen Belastung der Seen durch
unterirdisches Wasser mit Werten um 0,002 mg PO4-P/l.
Atmosphärische
Einträge von Phosphor in die Gewässer (s.Kap.2.4.3) betragen im
Stechliner Seensystem 45,4 mg Pges/m2/a und werden durch
Streufall der Ufervegetation geringfügig erhöht (MOTHES 1981b).
Demgegenüber
führt MOTHES die relativ hohen Phosphat- und Nitratwerte des
epilimnischen Wassers des maximal 9,5 m tiefen und 24 ha großen
eutrophen Dagowsees (0,19/0,05/0,32, Maßeinheiten s. oben) auf
landwirtschaftliche Einträge durch die intensive Nutzung und die
ortsnahe Lage des Sees zurück (MOTHES 1981a, MOTHES et al.
1985). Ähnliche Bedingungen liegen auch für den Schwarzen See
vor (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974).
Die
durchschnittlichen Kalzium- und Magnesiumkonzentrationen der
Seewässer der mecklenburgischen und nord-brandenburgischen Seen,
darunter ebenfalls der Stechlinsee, ermittelten KOSCHEL et al. (1987)
und MOTHES et al. (1985). Sie liegen bei 50 mg Ca/l und 2-3 mg
Mg/l (Zuammenfassung der Ergebnisse von Untersuchungen am
Stechlinsee, Nehmitzsee, Dagowsee, See Große Fuchkuhle und
Kleinen Barsch-See und umfangreiche Literatur dazu in CASPER
1985).
2.4.2
Hydrographie des Plötzensees und des Schwarzen Sees
Das
Wassereinzugsgebiet des Plötzensees und des Schwarzen Sees ist
in Abbildung 4 dargestellt.
Plötzensee
Das
Areal, das den zu- und abflußlosen Plötzensees umgibt, stellt
ein typisches Jungmoränenrelief dar, weswegen der westliche Teil
des Wassereinzugsgebietes nach morphographischen Gesichtspunkten
nicht genau bestimmt werden kann.
Der
rinnenartige Charakter des gesamten Seebeckens in
Südost-Nordwest-Erstreckung und dessen asymmetrisches Profil
findet sich auch in dem Relief und in den Tiefenverhältnissen
des Sees wieder. Vierzig Prozent des östlichen Bereiches des
Plötzensees sind heute verlandet (Abb.5, 6, 7).
Die
Böschungen der Ufer sind zum größten Teil stark geneigt bis
steil und weisen einige terrassenähnliche Stufen auf, wie sie
vom Großen Wumm-See und vom Stechlinsee (zweigeteilte
spätglaziale Terrasse in 3 m bis 5 m Höhe über dem heutigen
Meerespiegel) in KRAUSCH & ZÜHLKE (1974) beschrieben werden.
Die
8,3 ha große Wasserfläche des zu- und abflußlosen Plötzensees
repräsentiert bei denkbarem Grundwasserkontakt mit dem Umland
ein Gleichgewicht zwischen dem Grundwasserzufluß aus dem
kleinen, hauptsächlich bewaldeten Einzugsgebiet der Buchheide
und dem Wasserdefizit über die Seeoberfläche.
Influente
Abflußverhältnisse sind weiterhin ebenso wie eine völlige
Abdichtung der Seesohle möglich. Die letzte Annahme bedeutet,
daß die Wasserspiegelhöhe durch klimatische Parameter
(ombrogene Phase) bestimmt wird. Genauere Informationen können
Messungen von Wasserinhaltsstoffen geben, die für den
Plötzensee nicht vorliegen.
Abbildung
4: Das Wassereinzugsgebiet des Plötzensees und des Schwarzen
Sees
Die
oberirdische Wasserscheide (zur Definition: HÖLTING 1992:
S.48ff.) beider Seen wurde nach morphographischen Gesichtspunkten
bestimmt. Eine Trennung zwischen den Einzugsgebieten beider Seen
wurde nicht vorgenommen. Der teils geradlinige Verlauf der
Wasserscheide resultiert aus der großzügigen Bestimmung der
Grenze des Wassereinzugsgebietes (s.Text). Kartengrundlage: TK
2842, Blatt Zechlin, Entwurf: Marc Hackelbörger.
Die
größte Wassertiefe beträgt 9,2 m. Das weitflächige Auftreten
von Gesellschaften der Armleuchteralgen (Characeen), deren
Stellung als Bioindikator unter anderem KRAUSE (1981) belegte,
zeigt den Plötzensee, vergleichbar mit dem Stechlinsee
(s.Kap.2.4.1), als oligotrophen bis mesotrophen, phosphatarmen
(< 0,02 mg PO4-P/l) und kalkreichen Klarwassersee an. Ebenso
weist Cladium muriscus nach OBERDORFER (1992) als
charakteristische Verlandungsgesellschaft auf nährstoffarmes und
sauerstoffhaltiges Wasser hin.
Abbildung
5: Plötzensee
Die
dargestellten Wassertiefen des Plötzensees gehen aus den
Lotmessungen hervor. Zur Lage des Sees siehe Abbildung 4. Kartengrundlage:
TK 2842, Blatt Zechlin, Entwurf: Marc Hackelbörger.
Abbildung
6: Plötzensee
Blick
vom Südostufer nach Norden.
Abbildung
7: Verlandungszone des Plötzensees
Blick
vom Ostufer nach Westen.
Abbildung
8: Schwarzer See
Die
Ausdehnung des im gesamten nördlichen Bereiches gelegenen Ortes
Flecken Zechlin wird nicht dargestellt (vgl.Abb.4). Zur Lage des
Sees siehe Abbildung 4. Kartengrundlage: TK 2842, Blatt Zechlin,
Entwurf: Marc Hackelbörger
Schwarzer
See
Abbildung
9: Schwarzer See
Blick
vom Ostufer nach Westen. Auf dem See befindet sich die
Bohrplattform.
Abbildung
10: Zufluß des Schwarzen Sees
Die
Quelle befindet sich am Südufer (Distanz zum See ca. 15 m) und
speist den hier abgebildeten Quellauf.
Die
oberirdische Wasserscheide des Schwarzen Sees reicht
wahrscheinlich von den Eicholzbergen im Westen über die
Buchheide und grenzt im Norden, Osten und Süden an die
benachbarten Wassereinzugsgebiete des Plötzensees, des Zechliner
Sees und des Bramin Sees (Abb.1). Die Wasserfläche nimmt ca. 30
ha ein, die maximale Wassertiefe beträgt 8,5 m. Einen Blick
über den Schwarzen See mit dem Ort Flecken Zechlin im
Hintergrund gibt Abbildung 9.
Der
Zufluß von Grund- und Interflow-Wasser wird an einer
Quellenlinie, bestehend aus ca. 20 Hangdruckquellen an der
südlichen Uferzone (Beobachtungszeit 24.September 1994),
markiert (Abb.10). Eine Zylinder-Schüttungsmessung ergab an dem
Beobachtungstag einen Grundwasserzufluß von 0,04 - 0,2
l/sec/Quelle, was gemittelt einen Zufluß von 2,4 l/sec ergibt.
Aufgrund der Größe des Einzugsgebietes und der gegebenen
Regimefaktoren (s.Kap.2.4.1) reagieren die Schüttungen der
Quellen aller Wahrscheinlichkeit nach direkt auf den
Niederschlagsgang.
Der
Hüttenkanal zwischen dem Schwarzen und dem Zechliner See stellt
den künstlichen Abfluß des Sees dar.
Ähnlich
der Morphologie des Plötzenseegebietes sind die den Schwarzen
See umsäumenden Hänge sehr steil (Abb.8).
Infolge
der gleichartigen geologischen Verhältnisse des Einzugsgebietes
beider Seen (vgl.Kap.2.4.1) ist ein Kalkreichtum des Seewassers
auch für den Schwarzen See zu vermuten.
2.4.3
Anthropogene Eingriffe in den Wasser- und Stoffhaushalt der
Gewässer
Eingriffe
in den Wasserhaushalt
In
den letzten Jahrhunderten, insbesondere im 17. und
18.Jahrhundert, wurden die hydrologischen Verhältnisse im
Einzugsgebiet des Rhins nachhaltig durch den Menschen
beeinflußt.
Im
Rheinsberger Seengebiet entstanden künstliche Wasserläufe in
großer Zahl, wie die im 17. und 18.Jahrhundert für die
Flößerei ausgebauten bzw. angelegten Entwässerungsgräben und
-kanäle. So wurden der Rhin und die obere Havel schiffbar
gemacht und es entstand nach der Anlage des Polzow-Kanals
1745/1751 im Stechlin-Seesystem 1836 der Hüttenkanal und die
Myritz-Havel-Wasserstraße zwischen dem Rhin und der Havel
(DRIESCHER 1983).
Das
einzige Beispiel für eine Gewässerkorrektur im
Untersuchungsgebiet ist der 1879/1880 angelegte, schiffbare
Hütten- oder Zechliner Kanal, der vom Schwarzen See zum
Zootsen-See und weiter zum Rheinsberger Kanal führt (Abb.4, 8).
Die
Folgen des Kanalbaus waren eine Seespiegelsenkung von 3,45 m (!)
am Schwarzen See und 2,20 m am Zechliner See (KRAUSCH &
ZÜHLKE 1974) und die allgemeine Vergrößerung des
Einzugsgebietes des Rhins bzw. die Beschleunigung des Abflusses
durch den Anschluß des vorher oberirdisch abflußlosen Schwarzen
und Zechliner Sees. Eine Seespiegelabsenkung von solchem Ausmaß
zieht wahrscheinlich gleichzeitig eine Ufererosion nach sich, was
sich in der Sedimentationsrate in den betroffenen Seen
widerspiegeln müßte.
Die
in dieser Zeit und auch schon in den Jahrhunderten davor
durchgeführten Meliorationsmaßnahmen zur Gewinnung von
landwirtschaftlichen Flächen zogen Grundwasserabsenkungen und
Erhöhungen des Abflusses der Umsatzwässer nach sich.
Andererseits
verschwanden kleinere Wasserläufe außerhalb des Zechliner
Raumes durch anthropogenen Eingriff, wie z.B. die ehemals den
Rhin mit der Havel bei Oranienburg verbindende Massow.
Stauanlagen
im Rhinverlauf, wie die mittelalterliche Mühle zwischen dem
Rheinsberger und Grienericker See, führten zu einer Hebung der
Grundwasseroberfläche in den Niederungen, die eine Moormergel-
und Torfbildung einleiteteten. Die untersuchten Seen sind davon
jedoch nicht betroffen (MARCINEK & NITZ 1973).
Eingriffe
in den Stoffhaushalt
Da
beide Seen zuflußlos sind und das Relief des Einzugsgebietes
beider Seen nur mäßig energiereich ausgebildet ist, liegt vor
und seit der Nutzung der Wassereinzugsgebietsfläche durch den
Menschen kein nennenswerter Eintrag allochthoner Sedimente vor.
Eine
Zufuhr allochthoner Sedimente kann aufgrund des "quasi
natürlichen" (MORTENSEN 1954/1955) Flächen- und
Hangabtrages von den waldfreien, seenahen Flächen neben der
schon aufgeführten Ufererosion vermutet werden, so zum Beispiel
von den landwirtschaftlich genutzten Flächen, die 1652 fast an
die Ufer des Schwarzen Sees grenzten (Abb.11) und von den
mehrmals gerodeten Gebieten im gesamten Untersuchungsgebiet
(s.Kap.2.6). Ein erhöhter, partikulärer Eintrag, der sich
grundlegend in einer Änderung der Sedimentkomposition durch eine
Abnahme des organischen Anteils in den Sedimenten äußert, ist
in den Seesedimenten lediglich bei längerer Wirkung erkennbar
(MACKERETH 1965, PENNINGTON 1981).
Bebauungsflächen
spielen wahrscheinlich nur eine untergeordnete Rolle (Schwarzer
See).
Aus
chemischer Sicht wird der Schwarze See in erheblichem Maße durch
ungereinigte häusliche Abwässer von Flecken Zechlin beeinflußt
(KRAUSCH & ZÜHLKE 1974). Nach den übereinstimmenden
Einwohnerbelastungswerten von GÄCHTER & FURRER (1972) und
WAGNER & BÜHRER (1989) bedeutete dies einen zusätzlichen
jährlichen Input für den Schwarzen See von 1,2 kg Phosphor, 5,0
kg Stickstoff und von 24 kg organischem Kohlenstoff je Einwohner
(ca. 1000 Einwohner), inbesondere während der Sommermonate
infolge des Fremdenverkehrs (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974: 26.000
Gäste/Jahr).
Anstiegsraten
von Zink- und Bleianteilen in rezenten Seesedimenten durch
kommunale Abwassersysteme vermuten FÖRSTNER & MÜLLER
(1974a, 1974b) und FÖRSTNER (1978).
Abwässer
und Austräge aus dem ländlichen Areal bedingen aufgrund der
grundlegenden landwirtschaftlichen Nutzungsänderung seit der
Einführung der mineralischen Düngung gegen Ende des
19.Jahrhunderts eine Beeinträchtigung der Wassergüte der
Gewässer. Dabei stehen Nitrat- und in geringerem Maße
Phosphatausträge im Vordergrund (KUNTZE 1974; SCHEFFER &
SCHACHTSCHABEL 1989).
Der
Stickstoffaustrag mit dem Grundwasser kann maximal 16 kg N/ha/a
(GÄCHTER & FURRER 72; KUNTZE 1974) betragen, dagegen der des
Phosphors auf Nichtgrünland- oder -moorstandorten (EGGELSMANN
& KUNTZE 1972) maximal 5 kg P/ha/a (AMBERGER 1972; GÄCHTER
& FURRER 72), wobei die Höhe der Austräge mit der Kulturart
korreliert KLETT (1964 in KUNTZE 1974).
Quellen
für Schwermetalleinträge durch die Landwirtschaft, darunter
Kupfer (FÖRSTNER & MÜLLER 1974a) und Cadmium (MÜCKE 1993),
sind heute nur noch in Pflanzenschutzmitteln zu finden, waren in
der jüngeren Vergangenheit jedoch z.B. in Düngermitteln
üblich. Eine zusätzliche Belastung der Seen können
Pflanzenschutzmittel und Schädlingsbekämpfungsmittel
darstellen.
Die
agrarisch genutzten sandigen Böden im Wassereinzugsgebiet des
Schwarzen Sees bieten aufgrund der hohen Permeabilität und der
hohen Redoxpotentiale sehr gute Bedingungen für einen
landwirtschaftlichen Austrag, ausgenommen von Phosphaten.
Zusammenfassend
wurde in zahlreichen Untersuchungen der letzten Jahrzehnte
gezeigt (u.a. FÖRSTNER & MÜLLER 1974b, FÖRSTNER &
WINKLER 1982), daß die Hautursache der
"Überdüngung", vor allem der stehenden Gewässer, die
steigenden Abwassermengen aus dem kommunalen und die Austräge
des landwirtschaftlichen Bereiches sind.
Desweiteren
verursacht die atmosphärische nasse und trockene Deposition auf
die Seefläche und auf den Boden im Wassereinzugsgebiet der Seen
(chemische Erosion) eine Beeinträchtigung des Seechemismus.
Mit
der industriellen Revolution wuchsen auf anthropogene Emissionen
zurückzuführende Konzentrationen von Säurebildnern, wie
Stickoxide (NOx) und Schwefelverbindungen (SO2, SO4) und von
Schwermetallen, darunter Zink, Kupfer, Blei und Cadmium,
exponentiell in der Atmosphäre (HELLMANN 1974; FÖRSTNER &
WINKLER 1982; MATSCHULLAT 1989). Seit Mitte des 20.Jahrhunderts
wirken sie sich durch "Long-Range-Transporte"
auch in den siedlungs- und industrie-strukturschwachen Gebieten
auf die Böden und Gewässer aus (beispielhaft in FÖRSTNER &
MÜLLER 1974b: S.158ff.; AHRENS 1983).
In
den letzten Jahren wird von regionalen Immissions-Rückgängen,
insbesondere für Schwefeldioxid und Blei, berichtet (z.B.
SICCAMA 1989 in MATSCHULLAT 1989).
PEUKERT
(1976) wies an Seen im Erzgebirge nach, daß der anthropogen
erhöhte atmosphärische Eintrag von Phosphorverbindungen in die
Gewässer zur Eutrophierung führen kann. Im Untersuchungsgebiet
spielt dieser Faktor angesichts der allgemeinen Stellung des
Phosphors als Minimumfaktor für die Produktivität in Gewässern
(SCHWOERBEL 1993; beispielhaft in RIPL et al. 1990; MÜCKE 1993)
eventuell eine Rolle.
Nach
Angaben von MOTHES (1981b) liegt der Phosphorgehalt im
Niederschlag im Stechliner Seengebiet zwischen 0,013 und 0,3 mg P
ges/l. Durch die trockene Deposition (Pollen, Streu, Organismen)
werden teilweise mehr als 1,0 mg P ges/l erreicht (MOTHES 1981b).
Auf die Fläche der untersuchten Seen projiziert, läßt sich ein
mittlerer atmosphärischer Eintrag von 3,8 kg P ges/a für den
Plötzensee und 13,6 kg P ges/a für den Schwarzen See
abschätzen.
Es
sei noch der Einfluß Badender (SCHULZ 1981 in MOTHES et al.
1985) und die Auswirkungen des Motorbootbetriebs auf aquatische
Ökosysteme (MÜCKE 1993: Chrom- und Kupferanreicherung) genannt.
Abschließend
bemerkt können die natürlichen Entwicklungen in den Gewässern
durch menschliche Beeinträchtigung in solchem Maße überlagert
werden, daß der "natürliche Chemismus nicht mehr zu
erkennen ist" (FÖRSTNER & MÜLLER 1974a).
Da
sich Änderungen der Wasser- und Stoffhaushalte in den Sedimenten
der zu behandelnden Seen widerspiegeln, ist diesbezüglich ein
besonderes Augenmerk auf die oberen Profilabschnitte der letzten
Jahrzehnte und Jahrhunderte, eventuell Jahrtausende zu richten.
2.5
Böden und Vegetation
Böden
Die
Bodenarten und -typen unterscheiden sich im Bereich des
Rheinsberger Seengebietes örtlich kaum. Als Bodenart herrschen
fast zum größten Teil Sande vor, die nur von kleineren Inseln
lehmigen Sandes oder sandiger Lehme durchsetzt sind.
Es
dominieren Podsole schwacher bis mäßiger Bleichung und in den
tiefergelegenen Bereichen humusreiche, hydromorphe Böden sowie
Humusgleye.
Die
Podsole werden je nach Ton- und Schluffinhalt der Sande von
Braunerden, Bändersand-Braunerden oder von Tieflehm-Fahlerden
abgelöst (SIGGEL 1956; HURTIG 1957; SCHOLZ 1964).
Vegetation
Nach
einer Vegetationsgliederung von KRAUSCH (1969), der die heutige
potentielle natürliche Vegetation zugrunde legt, und
Untersuchungen von SCAMONI (1960), läßt sich der hier
untersuchte Raum allgemein dem Buchen-Traubeneichen-Kieferngebiet
zuordnen.
Die
dominante Waldgesellschaft ist der Rotbuchen- bzw.
Rotbuchenmischwald, der die natürliche Waldgesellschaft auf den
End- und Grundmoränen darstellt, wobei die Endmoränen reine
Buchenwälder, die Grundmoränen Buchenmischwälder trugen.
Beides erscheint unter der Bezeichnung Buchen-Traubeneichenwald (Fago-Quercetum,
KRAUSCH 1969) (HESMER 1933; SCHOLZ 1964).
Auf
sandigen, schwach podsolierten Böden sind nach HUECK (1936) und
SCAMONI (1960) Kiefern-Buchenbestände von Natur aus vertreten,
bei stärkerer Podsolierung (Sander) reine Bestände der Kiefer (Myrtillo-Pinetum,
KRAUSCH 1969).
Auf
den grundwassernahen Standorten der Tal- und Beckensande sind
Buchen-Stieleichenwälder heimisch. Erlenbrüche (Carici-Alnetum,
KRAUSCH 1969) und Verlandungshochmoore kommen nur auf sehr
feuchten Standorten sowie in abflußlosen Senken vor (HURTIG
1957). Die nicht selten oligotrophen Moore weisen
Blumenbinsen-Schwingrasen, kleinflächige
Hochmoorbultgesellschaften und als Schlußgesellschaft das Ledo-Pinetum
(Sumpfporst-Kiefernmoor) auf (KRAUSCH 1969).
Die
großen Flächen des ursprünglichen Fago-Quercetum
konnten sich trotz der starken Zurückdrängung durch die
Kieferforsten an vielen Stellen erhalten. Die Standorte des Asperulo-Fagetum
(Waldmeister-Buchenwald) sind meist gerodet und in Ackerland
verwandelt worden (KRAUSCH 1969; KRAUSCH & ZÜHLKE 1974). Die
Niederungen zeigen nur noch vereinzelt ärmere Ausbildungen des Carici-Alnetum,
da Kleinseggenrasen und Wirtschaftswiesen an seine Stelle
getreten sind (KRAUSCH 1969).
Im
Rahmen der Nutzungskartierung innerhalb der Wasserscheide der zu
behandelnden Seen wurde die ufernahe Vegetation der Seen
aufgenommen, die im folgenden beschrieben wird.
Plötzensee
Der
Plötzensee, fast überall rings von einem Rotbuchenwald
bodensaurer bis mittlerer Standorte eingeschlossen (Fagus
sylvatica, Moehringa trinervia, Galium odoratum,
Luzula spec., Carex spec.), weist einen 2 bis 3 m
breiten Röhrichtsaum (Cladium mariscus, Phragmites
australis) auf, der sich lediglich im östlichen Teil zur
Verlandungszone hin etwas weitet (Abb.5).
Seerosenvorkommen
beschränken sich auf die geschützten Buchten. Auf den
Röhrichtsaum folgt seewärts eine Zone mit Armleuchter-Algen (Characeen).
Der
östliche Abschnitt des Plötzensees befindet sich im Zustand
starker Verlandung (abgestorbene, stehende Erlen [Alnus spec.]
und Kiefern [Pinus spec.], Molinia caerulea,
Phragmites australis, Hydrocotyle vulgaris, Deschampsia
cespitosa, stellenweise Calamagrostis epigejos).
Westlich
des Sees liegt eine Freifläche, auf der sich wechselfeuchtes
Grasland angesiedelt hat (Ranunculus repens, Glyceria
fluitans).
Schwarzer
See
Die
steil abfallenden Hänge des Schwarzen Sees werden teils von
Gärten, größtenteils von artenarmen Rotbuchenbeständen
eingenommen (Fagus sylvatica, Poa nemoralis,
Mycelis muralis, Hieracium laevigatum, Galium
odoratum, Luzula spec).
Der
Übergang von den Buchenbeständen zum schütteren
Schilf-Röhrichtgürtel wird am gesamten Südufer von einigen
hier entspringenden Quellen durch Quellflur-Vegetation (Erlen-,
Eschen- und Bergahornaufwuchs) angezeigt.
2.6
Siedlungs- und nutzungshistorischer Abriß
Die
ältesten Funde im Untersuchungsgebiet, die eine Anwesenheit von
Menschen bezeugen, wurden in das Spätpaläolithikum datiert.
Weitere Funde vorchristlichen Alters stammen aus der Stein-, der
Bronze- und der vorrömischen Eisenzeit (21, 7 und 2 Funde) und
sind am Schwarzen und Zechliner See vertreten.
Die
Einwanderung slawischer Stämme im Zeitraum vom 6. bis zum
12.Jahrhundert nach der Zeitwende führte zu einer relativ
großen Bevölkerungsdichte und Landnahme in Wassernähe, so auch
am Großen Wumm-See und am Zechliner See. Nach einigen Fehden und
Zuwanderungen fiel das Land im Hochmittelalter an deutsche
Feudalherren. Einhundert weitere Jahre beinhalteten Rodungen,
Ortsgründungen und -übernahmen, wodurch der Wald in den
besiedelten Gebieten stark zurückgedrängt wurde. Großflächige
Brände zerstörten ebenfalls mehrmals die Waldbestände.
Einen
starken Einbruch in der Siedlungsentwicklung erlitt der
Rheinsberg-Fürstenberger Raum durch die spätmittelalterliche
Wüstungsperiode (1419), die zur Wüstung von 58 von insgesamt 67
(!) Ortschaften führte. Flecken Zechlin und Dorf Zechlin
erfuhren nur eine starke Dezimierung der Einwohnerzahl.
Nachdem
das Zechliner Gebiet seit der Wüstungsperiode im
Spätmittelalter nur der Holznutzung diente, erfolgten im
18.Jahrhundert erneute Siedlungsaktionen. Einerseits wurden
dadurch die wüsten Feldmarken und einige der Ortschaften des
Mittelalters neu besiedelt, andererseits führten die Siedler
umfangreiche Aufforstungen auf Flächen mit ertragsreichen Böden
durch. Die Kiefer erfuhr durch die Forstwirtschaft eine gewaltige
Förderung.
Die
planmäßige Forstwirtschaft war die Grundlage für den Betrieb
von insgesamt sechs Glashütten (z.B. Grüne Hütte am Großen
Wumm-See 1741-1790), von denen drei bis 1870 bestanden (z.B.
Glashütte in Zechlinerhütte 1737-1989) und mehreren Teeröfen.
Die Teeröfen am Kleinen Wumm-See, bei Repente im südöstlichen
Teil der Buchheide und am Zechliner See wurden bis zum
19.Jahrhundert betrieben.
Es
entwickelten sich weiterhin im 18.Jahrhundert großräumig Handel
und Handwerk (z.B. Fayence- u. Steingutfabrik in Rheinsberg 1762,
Textilindustrie in Fürstenberg). Flecken Zechlin war von dieser
Entwicklung nicht betroffen.
Waldrodungen
zur Gewinnung von Ackerflächen wurden seit 1780 im
Untersuchungsgebiet nur im Bereich der Eichholzberge
durchgeführt, die gegenwärtig mit einem schmalen
Kiefernwaldstreifen bestanden sind.
Daraus
folgt, daß seit dem 17.Jahrhundert die Flächennutzung im
Einzugsgebiet der behandelten Seen keiner grundlegenden,
anthropogenen Korrektur unterlag. Von Veränderungen betroffen
waren die orts- und seenahen Flächen infolge der allgemeinen
Siedlungs- expansion - Flecken Zechlin bestand bis zum
18.Jahrhundert nur als kleiner Ort um die Kirche (Abb.11) - und
die Waldbestände aufgrund des starken Holzeinschlages, besonders
zur Zeit der Teeröfen- und Glashüttenbetriebe, die zu starken
Veränderungen im Artenbestand der Wälder (s.Kap.2.5) führte.
Großräumige Waldbrände forcierten letzteres.
Abbildung
11: Schwarzer See und Flecken Zechlin (1652 n.Chr.)
(aus
KRAUSCH & ZÜHLKE 1974)
Westlich
angrenzend an den Plötzensee befand sich 1793 noch eine ca. 0,3
km2 große offengelassene Stelle im Forst Buchheide.
Es liegt nahe, die Fläche mit der mittelalterlichen Siedlung
Wumzow oder mit der damals 500 m nördlich gelegenen Teerhütte
in Zusammenhang zu bringen. Weite Randteile der Buchheide blieben
noch jahrhundertelang offen (Ackerland, Schafweide).
Weiteres
über die Besiedlung und Flächennutzung durch den Menschen in
Norddeutschand und deren Auswirkungen vom Mesolithikum bis zum
19.Jahrhundert findet sich in FIRBAS (1949), OVERBECK &
GRIETZ (1954), KRAUSCH (1969), SCAMONI (1969), STRAKA (1970),
WALTER & STRAKA (1970) und WOLDSTEDT & DUPHORN (1974).
Anhand von Pollenuntersuchungen zeigten KREY & KLOSS (1990)
am Beispiel des Kleinen Barsch-Sees (nahe Fürstenberg) eine
anthropogene Beeinflussung der Vegetation während des
Subboreals.
Die
Landnutzung ist seit dem zweiten Weltkrieg durch die intensive
Landwirtschaft westlich des Zechliner Sees bis Wittstock, die
geregelte Forstwirtschaft, den Fremdenverkehr und den Ausbau
neuer Industriezweige geprägt (Holzverarbeitung).
Insgesamt
verdoppelte sich seit 1800 die Einwohnerzahl im
Rheinsberg-Fürstenberger Gebiet von 10.000 auf 20.000 Einwohner
(KRAUSCH & ZÜHLKE 1974: Beiträge von FALK, KRAUSCH, MOTHES,
RICHTER, SCHUMANN und WITKOWSKI; LANDESVERMESSUNGSAMT BRANDENBURG
1991; CASPER et al. 1985).
3
Methodik
3.1
Einführung
Die
Seesedimente des Plötzensees und des Schwarzen Sees wurden im
Juli und September 1994 gewonnen. Eine vollständige
Probengewinnung - Stabsondierung, "GUNKEL"-Methode und
LIVINGSTONE-Kernung - umfaßte jeweils drei Tage.
Die
Probenahme wurde mit Hilfe der Pionier-Tauchergruppe der
Bundeswehr aus Havelberg von einer Bohrplattform (Abb.12),
bestehend aus zwei Schlauchbooten und darauf liegenden
Metallplatten, durchgeführt. Den Helfern der Bundeswehr sei an
dieser Stelle für die engagierte Mithilfe gedankt.
Abbildung
12: Bohrplattform auf dem Plötzensee
Die
gesamte analytische Untersuchung wurde im Laboratorium des
Geographischen Instituts der Freien Universität Berlin
durchgeführt und erstreckte sich über den Zeitraum von
September bis Januar 1994.
Eine
ausführliche Beschreibung der Aussagekraft der analysierten
chemischen Parameter zur Charakterisierung der Seegenese
(Metabolismus, Trophiegrade, etc.) findet sich u.a in MACKERETH
(1965), HAKANSON & JANSSON (1983), in zahlreichen
Veröffentlichungen (z.B. RUDD et al. 1983:
Schwefelanreicherungen in Seesedimenten) und allgemein in
jüngeren Limnologie-Lehrbüchern (GOLDMAN & HORNE 1983;
SCHWOERBEL 1993). Im Interpretationskapitel 5 soll auf einzelne
Elemente und deren Interaktionen ausführlich eingegangen werden.
Abbildung
13 gibt eine Übersicht der durchgeführten sedimentologischen
und geochemischen Untersuchungen.
Abbildung
13: Organigramm der Analysenschritte
Computergestützte
Auswertungen der Meßdaten erfolgten mit Hilfe des Programmes
LOTUS. Die Daten wurden mit COREL DRAW, und HAWARD GRAPHICS
graphisch dargestellt.
3.2
Stabsondierung
Nachdem
die Oberfläche des Seebodens mit Hilfe eines Bandlotes vermessen
wurde, konnte der tiefste Punkt im See für die Sondierung und
Kernung bestimmt werden. Es wurden die Sedimente am gegenwärtig
tiefsten Punkt der Seen entnommen, da die Limnitsequenzen hier
einerseits durch morphodynamische Prozesse kaum oder nicht
gestört worden sind und andererseits mit ihrer großen relativ
Mächtigkeit charakteristisch für die Seengenese sind (u.a.
WETZEL 1970).
Zur
groben Abschätzung der Mächtigkeit der Limnite für die
eigentliche Kernung kam eine 2,5 m lange Schlitz-Sondierstange
zum Einsatz, die das Sediment in der maximalen Teufe aufnimmt.
Das gewonnene Sediment wurde zur groben Stratifikation der
Limnite im Gelände genutzt.
3.3
Probengewinnung
3.3.1
"GUNKEL"-Methode
Diese
relativ neue Methode der Sedimententnahme aus Seen nach GUNKEL
(unveröff.) erschien zweckmäßig, um den ersten Meter der
Limnite mit ungestörter Struktur zu erhalten. Eine Beprobung
nach LIVINGSTONE (s.Kap.3.3.2) führte entweder zu einer mehr
oder weniger starken Störung der oberen Sedimentfolgen oder zum
Kernverlust, was auf den meist hohen Wassergehalt der
suspensionsartigen, jungen Sedimente beruht (PROFT 1992).
Es
handelt sich bei dem "GUNKEL"-Gerät (Abb.14) um einen
ca. 1 m langen Metallzylinder (E), in dem ein ca. 1,5 m langes,
transparentes PVC-Rohr (D) mit einem Durchmesser von ca. 14 cm
mit einer Schraube fixiert wird. In das PVC-Rohr wird das
Sediment beim Eindringen in den Seeboden eingeführt. Durch eine
Gummilasche (B) auf einem perforierten Deckel (C), der sich auf
dem Top des PVC-Rohres befindet (Ventilwirkung), wird das
eingedrungene Sediment gegen die Schwerkraft gehalten (Abb.14).
Abbildung
14: Das "GUNKEL"-Gerät
A=
Gewinde für Metallstangen, B= Gummilasche, C= perforierter
Deckel, D= PVC-Rohr, oberer Teil, E= Metallzylinder, F=
Fixierschraube (Entwurf: Marc Hackelbörger)
Das
PVC-Rohr ist während der Bohrung in einem 1 cm mächtigen und 1
m langen Metallzylinder befestigt. Beides wurde am Seil und an
Metallstangen im See herabgelassen. Wie sich jedoch bei den
ersten Tests zeigte, konnten auf diese Art nur maximal 50 cm
Sedimentstrecke erlangt werden, so daß eine weitere Beprobung
mit Tauchern der Pionier-Tauchgruppe der Bundeswehr aus Havelberg
erfolgte, die das "GUNKEL"-Gerät manuell in das
Sediment führten und das PVC-Rohr mit einem Pfropfen
verschlossen. Dadurch war eine sehr genaue Beprobung des obersten
suspensionsartigen Meters des Sediments gewährleistet.
Im
Labor konnten nach dem Tieffrieren des Sedimentes tiefengerechte
Proben in Zentimeter-Bereich erhalten werden.
3.3.2
Kernung nach LIVINGSTONE
Die
Probenahme unterhalb 1,5 m Sedimenttiefe wurde mit einem
Stechbohrgerät nach LIVINGSTONE, verbessert nach MERKT &
STREIF (1970), durchgeführt, bei dem ein Stahlrohr (2-5 m
Länge, 4,8 cm Durchmesser) manuell oder mit Hilfe eines
Motorhammers in das Sediment getrieben wird. Eine bis zu 10 m
lange Ummantelung aus PVC-Vollrohren bis zum Seeboden, in der das
Stechrohr geführt wird, gewährleistet das Eindringen des Rohres
an derselben Stelle im Seeboden.
Damit
das Rohr in der gewünschten Tiefe das Sediment aufnimmt, wird
ein Verschlußkolben, der das Rohr im unteren Teil verschließt,
durch ein Drahtseil gelöst. Anschließend wird das Stechrohr je
nach Rohrlänge 2 oder 3 m weiter vorgetrieben. Ein Herausgleiten
des Sediments wird durch das entstehende Vakuum und die
Wandreibung im Rohr verhindert. Das ungestörte Sediment wurde im
Gelände unmittelbar nach der Kernung ausgepreßt und in
Aluminium-Folie verpackt.
Je
nach gewonnener Limnitmächtigkeit durch das
"GUNKEL"-Gerät konnte aus der Schicht oberhalb ca. 1,5
m Sedimenttiefe und unterhalb des durch das
"GUNKEL"-Gerät gewonnenen Sediments kein Material
gewonnen werden.
3.4
Sedimentologische Untersuchungen
3.4.1
Profilbeschreibung und Probenaufteilung
Die
Profilbeschreibung erfolgte nach MERKT et al. (1971). Dabei
wurden die Sedimente hinsichtlich ihrer Textur, Korngröße (nur
die Sande), dem Inhalt an Makroresten und ihrer Farbe (Farbtafel
nach MUNSELL) beschrieben und in Sedimentzonen stratifiziert,
wobei die unterste gewonnene Schicht die erste Sedimentzone (Sez
1) darstellt, Sez 2 die darüber liegende, etc.. Beschreibungen
von Schichtungen innerhalb der Sedimentzonen erfolgten nach
FÜCHTBAUER (1988: S.841ff.).
Die
Sedimentzonen sind Grundlage für die Probenaufteilung. Es wurde
angestrebt, in jeder Sedimentzone drei Proben aus dem inneren
Teil des Kerns zu entnehmen. Der Sedimentkern des oberen Meters
wurde dagegen durchgängig in Intervallen von ca. 15 cm beprobt.
Eine Probe umfaßt ca. 80 mg Material.
Die
Probenbezeichnung enthält die Nummer der Gesamtbeprobung
("GUNKEL"-Methode, Sondierung oder Kernung), die der
Einzelkernung (1., 2., etc. Rohr-Abschnitt) und die der absoluten
Sedimentteufe, so daß die Probe der dritten Kernung (3 m -
Stechrohr) am Schwarzen See (SZS, Plötzensee: PLZ), der
Gesamtkernung 2 in 5,5 m Sedimenttiefe die Probenbezeichnung SZS
2,3/5,5 erhielt.
3.5
Geochemische Untersuchungen
3.5.1
Wassergehaltsbestimmung
Bei
jeder Probe wurde der Wassergehalt (H2O%) nach DIN 18121, Teil 1
(DIN e.V. 1990: S.223ff.), bestimmt und prozentual auf das
Frischsediment bezogen. Für die folgenden Analysen wurde das
Trockenmaterial in einer Kugelmühle gemahlen.
3.5.2
Kohlenstoffbestimmung
Die
Bestimmung des Kohlenstoffes erfolgte durch coulometrische
Titration. Zur Verwendung kam der C-mat der Firma Ströhlein, an
dem der gesamte Kohlenstoffgehalt (Cges) und der anorganische
Kohlenstoffgehalt (Canorg) bestimmt wurde (detaillierte
Beschreibung in MÜCKE 1993). Die Differenz der Gehalte des
Gesamkohlenstoffes und anorganischen Kohlenstoffes ergibt den
Anteil des organischen Kohlenstoffes an der Trockensubstanz (Corg).
Der
Gehalt an anorganischem Kohlenstoff kann multipliziert mit dem
Faktor 8,33 in CaCO3 umgerechnet werden.
3.5.3
Glühverlustbestimmung
An
ausgewählten Proben wurde die Glühverlustbestimmung nach DIN
18128 zur Abschätzung des organischen Anteiles (LOI) des
Sediments vorgenommen (DIN e.V. 1990: S.292ff.).
Das
arithmetische Mittel der Quotienten aus LOI und Corg für diese
Proben ergibt einen Faktor, der im Produkt mit allen Corg-Werten
den Anteil organischer Substanz darstellt. Dies gilt nur unter
der Voraussetzung, daß die Quotienten (LOI/Corg) nicht stark
variieren. In der Literatur (u.a. FÖRSTNER 1978; PACHUR &
RÖPER 1987; MÜCKE 1993) wird ein Faktor von ca. 2 angegeben.
3.5.4
Schwefelbestimmung
Der
prozentuale Gesamtschwefelgehalt (S) der Sedimente wurde mit dem
S-mat der Firma Ströhlein bestimmt (detaillierte Beschreibung in
MÜCKE 1993). Wegen der unvollständigen Freisetzung des
Schwefels aus der Probe bei 1400°C Säulenofentemperatur unter
Sauerstoffzufuhr (HEINRICHS & HERRMANN 1990) wurde nach jeder
Eichung ein Korrekturfaktor errechnet, mit dem die erhaltenen
Werte korrigiert wurden.
3.5.5
Karbonatbestimmung
Die
Bestimmung der Karbonate (MCO3), im wesentlichen aller
Voraussicht nach CaCO3 und untergeordnet MgCO3, MnCO3 und FeCO3
(PACHUR & RÖPER 1987; KÜCHLER-KRISCHUN 1990), erfolgte nach
dem Grundprinzip der DIN 18129 (DIN e.V. 1990: S.295ff.). Die
Freisetzung von Kohlendioxid nach Zugabe von verdünnter HCl
(Einwaage 0,785 g Trockensubstanz) wurde in einem skalierten
Druckmeßbehälter gemessen ("Karbonat-Bombe",
MÜLLER & GASTNER 1971).
3.5.6
Schwermetalle
Die
Metallkonzentrationen (Cu, Cd, Pb, Zn) wurden in dem jungen
Sediment in 15 cm-Abschnitten und in der Tiefe an ausgewählten
Proben nach DIN 38414, Teil 7 (Königswasseraufschluß), bestimmt
(Tonfraktion = < 0,002 mm).
Die
analysierten Schwermetall-Gehalte im älteren Sediment sollen als
(präzivilisatorische) Background-Konzentrationen gelten
(Definition und Bedeutung des Backgrounds in HELLMANN 1972).
Aus
diesem Grunde wurden Proben aus älteren Sedimentzonen
analysiert, die weitgehend gleiche mineralische und organische
Anteile wie die jungen Sedimente haben, um eventuelle
Verdünnungen bzw. Anreicherungen von Spurenelementen durch
Korngrößeneffekte, verschiedene Bindungsarten, etc.
auszuschließen.
3.5.7
Meßgenauigkeiten, Fehlergrenzen, statistische Analysen
Meßgenauigkeiten,
Fehlergrenzen
Die
Kohlenstoff- und Schwefelbestimmungen wurden bei jeder vierten
Probe wiederholt bzw. wurde die Eichung der Geräte überprüft.
Bei beiden Geräten ergab sich ein mittlerer Fehler von unter 4%.
Gemessene Werte unter der gerätespezifischen Meßgrenze (0,005%)
erhielten den Wert 0%.
Bei
der Karbonatbestimmung lag der Fehler unter 8%, so daß jede
Messung wiederholt werden mußte. Die Werte stellen somit einen
Mittelwert dar. Die Ablesegenauigkeit der Skalierung des Gerätes
betrug plus/minus 0,5%, was bei niedrigen Werten den Fehler
erhöht.
Als
Fehlerquelle bei der Glühverlustbestimmung gilt generell das
Vortäuschen eines zu hohen Anteils an organischer Substanz durch
die Verbrennung von wasserhaltigen Silikaten bzw. Mineralen und
Sulfiden bei 550°C (DIN e.V. 1990). Entsprechend dem
mineralischen Anteil der Sedimente muß dem zusätzlichen
Massenverlust durch Wasser eine Rolle zugeschrieben werden.
Ein
weiterer Fehler liegt möglicherweise in der Interpretation von
Einzelwerten größerer Distanz zueinander, die nur durchgeführt
werden kann, wenn die Mobilität im Sediment durch z.B.
Bioturbation sehr klein oder nicht vorhanden ist. OCHSENBEIN et
al. (1983) machten darauf aufmerksam, daß Mudden vertikale
Verschiebungen von Konzentrationsanstiegen aufweisen können und
daß annuelle Konzentrationsanstiege, insbesondere von
Schwermetallen, z.B. durch die direkte Deposition, überbewertet
oder nicht erfaßt werden.
Statistische
Analysen
Die
Methodik der statistischen Analysen erfolgte grundlegend nach
BAHRENBERG (1985).
Bei
der Ermittlung des arithmetischen Mittelwertes und der jeweils
parallel festgestellten Standardabweichung (s) wurde die
Gewährleistung ihrer Anwendbarkeit berücksichtigt. Wurde die
Aussagekraft der Durchschnittswerte in Frage gestellt, so mußten
andere Methoden angewendet werden (Median, Häufigkeiten, etc.).
Die
Korrelationen erfolgten nach dem Prinzip der Einfachkorrelation
nach PEARSON, bei der jeweils zwei Variablen auf ihre
gegenseitige Beziehung untersucht werden. Als Maß wurde die
Trendkurvendarstellung und der Korrelationskoeffizient (r)
aufgeführt.
Bei
prozentualen Häufigkeitsanalysen wurde eine Klassenbildung
relativ zur Spannweite der Werte gewählt.
3.6
Flächennutzungskartierung
Die
Flächennutzung innerhalb der Wasserscheiden beider behandelter
Seen wurde im September 1994 in Anlehnung an die Kartieranleitung
für Biotope in Brandenburg nach ZIMMERMANN (1994) erfaßt.
4
Ergebnisse der Untersuchungen
4.1
Sedimentologische Charakterisierung der Sedimente des
Plötzensees und des Schwarzen Sees
Die
Sedimentprofile des Plötzensees und des Schwarzen Sees sind in
Abbildung 15, 16 (Anhang) und Abbildung 17, 18 (Anhang)
dargestellt.
Abbildung
15: Sedimentprofil des Plötzensees
Abbildung
17: Sedimentprofil des Schwarzen Sees (Teil 1)
Entwurf
M.Hackelbörger
Abbildung
17: Sedimentprofil des Schwarzen Sees (Teil 2)
Entwurf
M.Hackelbörger
Abbildung
17: Legende für das Sedimentprofil des Schwarzen Sees
4.1.1
Beschreibung der Mächtigkeiten der Sedimente
Plötzensee
Die
Vorsondierung am tiefsten Punkt des Plötzensees (9,20 m
Wassertiefe) ergab eine Limnitmächtigkeit von unter 12 m. Mit
dem "GUNKEL"-Gerät und zwei Stechrohren (PLZ 2,1, PLZ
2,2) wurden die Limnite bis zur maximalen Sedimenttiefe von 8,00
m gewonnen (Abb.15, 16 - Anhang).
Die
unterste Partie der Sedimentsäule der letzten Kernung (PLZ 2,2)
erwies sich als olivgraue, ungeschichtete Kalkmudde (starke CO2-Entwicklung
bei Kontakt mit verdünnter HCl), so daß eine zweite
vollständige Bohrung zur Gewinnung der Kalkmudde und der
liegenden Schichten notwendig war.
Die
zweite Bohrung (PLZ 3) erreichte die Schichten bis 8,40 m
Sedimenttiefe. Es konnte jedoch aus dem zuletzt benutzten
Stechrohr (PLZ 3,2) nur der untere Meter entnommen werden, was
wahrscheinlich auf eine Kompaktion der Limnite beim
Auspreßvorgang beruhte. Dieses Sediment enthielt die oben
angesprochene Kalkmudde und im Liegenden eine Sandschicht. Eine
Konnektierung des untersten gewonnenen Sediments der ersten (PLZ
2,2) mit dem der zweiten Kernung (PLZ 3,2) konnte durchgeführt
werden. Dies führte zur Feststellung, daß seit dem Spätglazial
8,05 m Mudden mit einer zwischengelagerten Sandschicht (7,85 m -
7,95 m Sedimenttiefe) am heute tiefsten Punkt des Plötzensees
abgelagert worden sind. Die älteste Mudde liegt auf einer
absoluten Höhe von 45,15 m ü.N.N..
Von
den liegenden Basissanden unter der Kalkmudde konnten 35 weitere
Zentimeter gewonnen werden, so daß die Mächtigkeit des Kerns am
Plötzensee insgesamt 8,40 m beträgt. Die auf die Methode
zurückzuführende Schichtlücke beträgt lediglich 36 cm (0,80 m
- 1,16 m Sedimenttiefe).
Schwarzer
See
Mehrere
Vorsondierungen am Schwarzen See waren notwendig, um die relativ
zum Plötzensee sehr mächtigen Limnite zu durchteufen. Es ergab
sich eine Mindestmächtigkeit von ca. 15 m Mudden, so daß neben
der "GUNKEL"-Probenahme insgesamt sechs Stechrohre (SZS
2,1 - 2,6) verschiedener Länge notwendig waren, um ein
vollständiges Profil zu erhalten (Abb.17, 18 - Anhang).
Die
Kernungen erfolgten problemlos, so daß eine vielschichtige
Sedimentfüllung von 16,50 m, unterbrochen zwischen 0,70 m und
1,50 m Sedimenttiefe, am tiefsten Punkt (8,5 m Wassertiefe) des
Schwarzen Sees gewonnen werden konnte.
Die
älteste Mudde wurde auf einer Höhe von 31,68 m ü.N.N. (15,92 m
Sedimenttiefe) abgelagert. Im Vergleich zum Plötzensee befinden
sich jedoch über dieser Kalkmudde noch mehrere Wechsellagerungen
von Sanden und Mudden.
4.1.2
Charakterisierung der Sedimente
Plötzensee
Die
gesamte am Plötzensee gewonnene Sedimentsäule von 8,40 m Länge
konnte in 27 Sedimentzonen (Sez) gegliedert werden (Abb.15, Tab.1
- Anhang).
Makroskopisch
betrachtet erscheint das Sediment der ganzen Kernstrecke mit
Ausnahme der unteren Schichten (Sez 1 - 5) relativ homogen, da es
sich in Farbe und Textur nur wenig unterscheidet.
Die
im nassen Zustand überwiegend elastischen, gallertartigen und
olivschwarzen Mudden oberhalb des Tiefenmeters 7,75 sind bis zum
jüngsten Sediment aus sehr feinkörniger, organischer und
kalkfreier (keine CO2-Entwicklung bei Kontakt mit verdünnter
HCl) Substanz zusammengesetzt und wurden in der Hauptgruppe der
Limnopelohumite als Lebermudden und Feindetritusmudden
ausgewiesen.
Die
Bezeichnung "Lebermudde" beschreibt OVERBECK als
älteren, "bäuerlichen" Begriff, der auf der
leberartigen, "gallertartig-elastischen"
Konsistenz der Mudde basiert (OVERBECK 1975: S.84ff., früher
"Algengyttja").
Auf
die insgesamt 4 m mächtigen Schichten im unteren Bereich dieser
Limnitsequenz (Sez 6 - 17), die durch Lebermudden gekennzeichnet
sind und nur bezüglich der Farbe einen Wechsel aufweisen, folgt
im Profil oberhalb von 3,75 m eine Wechsellagerung von schwarzen,
plastischen Mudden und grauoliv bis olivschwarzen Lebermudden
(Sez 18 - 24).
Die
plastischen Mudden sind wegen ihres stellenweise auftretenden
Gehaltes an unterschiedlich stark zersetzter organischer Substanz
im Millimeterbereich in die Kategorie der Feindetritusmudde zu
stellen.
In
den jüngeren Partien werden geringmächtige (ca. 30 cm),
verschiedenfarbige (olivschwarz, grauoliv) und ebenfalls
organogene, teils lebermuddenartige Feindetritusmudden (Sez 25 -
27) angetroffen, deren sehr lockere Konsistenz offensichtlich
durch den Wassergehalt bestimmt wird.
Dieser
obere Sedimentabschnitt weist ebenso wie der des mächtigen
Mittelteiles wahrscheinlich auf unterschiedliche
Sedimentationsbedingungen hin.
Im
Liegenden der beschriebenen Feindetritus- und Lebermudden
sprechen der zunehmende Kalkgehalt (mäßige CO2-Entwicklung bei
Kontakt mit verdünnter HCl), die helle, diffuse Fleckung
(Schichtung mit undeutlichen Schichtgrenzen) und der frische
Geruch für die Ausweisung als geringmächtige Kalkmuddelagen
(Limnocalzit, Sez 5), die vom Tiefenmeter 7,85 m ab in eine
dreigliedrige Lage von mineralischen Komponenten im
Korngrößenbereich von 0,063 mm - 2 mm abrupt wechselt (MERKT et
al. 1971: Seesande). Die lagenweise wechselnden Korngrößen der
schwach humosen, 10 cm mächtigen Sande der Sedimentzone 3 (f,m S
- m,g S) geben Auskunft über die physikalischen Kräfte zur Zeit
der Sedimentation.
Zwischen
diesen Sanden und den relativ homogenen Sanden an der Basis des
Kerns (Sez 1) liegt im Tiefenbereich von 7,95 m bis 8,05 m eine
graue Mudde, die im Profil keine markanten Unterschiede aufweist.
Das Sediment erwies sich aufgrund des hohen Kalkgehaltes (starke
CO2-Entwicklung bei Kontakt mit verdünnter HCl), des olivgrauen
Farbwertes und des frischen Geruches als Kalkmudde (Sez 2).
Mit
Erreichen der ältesten, hellolivgrauen Seesande (f,m,g S), die
erst bei der zweiten Gesamtbohrung erreicht wurden (PLZ 3,2)
konnte schon im Gelände festgestellt werden, daß am
Plötzensee, abgesehen von der geringmächtigen Schichtlücke
(0,80 - 1,16 m), wahrscheinlich ein vollständiges spätglaziales
und holozänes Profil erhalten wurde.
Schwarzer
See
Das
insgesamt 16,50 m lange Sedimentprofil des Schwarzen Sees wurde
nach makroskopischen Gesichtspunkten in 65 Sedimentzonen
stratifiziert (Abb.17, Tabelle 2 - Anhang).
Im
allgemeinen überwiegen im oberen und großen mittleren Teil des
Profils bis 14,93 m Sedimenttiefe olivgraue bis schwarze, stark
kalkhaltige (starke CO2-Entwicklung bei Kontakt mit verdünnter
HCl) Mudden verschiedenster Ausbildung. Sie sind innerhalb der
Hauptgruppe der Limnocalcite in die Gruppe der Kalkmudden zu
stellen, da sie im Kontakt mit verdünnter HCl nicht völlig
zerfallen (20% - 90% Karbonatanteil an der Trockensubstanz).
Die
jüngsten, dunkelolivgrauen und olivschwarzen Kalkmudden
unterhalb des Kalksapropels (0,003 m - 0,23 m, starker
Schwefelwasserstoffgeruch bei Kontakt mit verdünnter HCl)
unterscheiden sich vertikal im Zentimeter- bis Dezimeterbereich
und weisen grobe Schichtungen sich abwechselnder heller und
dunkler Substanz auf. Sie sind nach unten bis 2,13 m unter
Seegrund (Sez 56 - 65) als Fleckung bis Laminierung (FÜCHTBAUER:
S.841ff.: ausgeprägte Schichtung, Schichtmächtigkeit < 0,2
cm) ausgebildet.
Es
folgt im Sedimentprofil bis zu einer Profiltiefe von 13,28 m (Sez
55 - 36) mit der Tiefe ein ständiger Wechsel von olivgrauen bis
schwarzen und geringmächtigen, olivschwarzen Kalkmudden. Dieser
Bereich ist überwiegend durch diffuse Fleckungen bestimmt.
Eine
eingeschaltete feindetritusartige Mudde ist im Tiefenbereich von
3,70 m bis 3,94 m augenfällig (Sez 54). Der Kern enthält dort
das einzige Vorkommen von organischen Resten im Millimeterbereich
in den Kalkmudden. Für die Gliederung der Mudde ist der hier
hohe Kalkgehalt weiterhin ausschlaggebend, so daß der Bereich
ebenso wie die hangenden und liegenden Schichten als Kalkmudde
ausgewiesen wird.
Die
Schichtbereiche unterhalb der homogenen, schwarzen Kalkmudde (Sez
36) werden von feinlaminierten Rhythmiten bis zu einer Tiefe von
14,42 m eingenommen, die aufgrund ihrer Farbwerte in die
Sedimentzonen 29 bis 35 gegliedert wurden. Beim Trocknen hellte
das Sediment stark auf, wobei die rhythmische Struktur sehr
deutlich wurde (Abb.19). Es zeigte sich in diesem mächtigen
Bereich ein ununterbrochener Wechsel von jeweils unter 0,01 cm
mächtigen hellen und bräunlich oxidierenden, dunkleren
Feinschichten (FÜCHTBAUER 1988: S.841ff.: feinlaminierte
Rhythmite).
Abbildung
19: Rhythmisch geschichtete Kalkmudde
Die
Rhythmite werden unterlagert von schwach gefleckten, schwarzen
Kalkmudden in Sez 28 und einer darunter liegenden, homogenen
Kalkmuddenschicht bis 14,93 m Sedimenttiefe (Sez 27).
Die
Kalkmudden zwischen dem Kerntop und 14,93 m Sedimenttiefe werden
im Liegenden erstmalig von einer humosen Sandschicht abgelöst,
deren humoser Anteil nicht zur Ausweisung einer Sandmudde reicht.
Die diese Sande unterlagernde Sez 25 ist eine typische Kalkmudde,
die der Sez 27 gleicht. Es scheint, als ob Sez 27 und 25 eine
unterbrochene Periode gleicher Sedimentationsbedingungen
widerspiegeln.
Auf
verschiedenartig zusammengesetzte Sande und einer darin 1 cm
tiefen, zwischengeschalteten Kalkmudde (Sez 20) folgen Schichten,
die aus gefleckten bis laminierten und teils sandhaltigen
Kalkmudden bestehen und in der unteren Hälfte dieser Sequenz
eine tiefschwarze Farbe und eine plastisch-schmierige Konsistenz
aufweisen (Sez 16: 15,45 m - 15,56 m). Dem Sediment entweicht bei
Zugabe von verdünnter HCl Schefelwasserstoff, was vermutlich auf
die Anwesenheit von Eisensulfiden zurückzuführen ist. Deren
Vorkommen erklärt auch die starke Schwarzfärbung. Die Kalkmudde
wurde aus diesem Grunde als Kalksapropel ausgewiesen.
Eine
Schicht von größtem Interesse dürfte die Laacher Tephralage im
Tiefenbereich von 15,570 m bis 15,572 m sein (Abb.20), die für
diesen Bereich eine absolute Zeitmarke darstellt (s.Kap.2.2.4.2).
15,572 m 15,570 m 15,600 m Sedimenttiefe
Abbildung
20: Laacher Tephralage (SZS 2,5/15,571)
Die
Ablagerungen des Spätpleistozäns im Liegenden der Laacher
Tephralage sind deutlich gegliedert. Unterhalb von drei
Limnominerit-Lagen (f,m,gS - fS - sU) zwischen 15,58 m und 15,63
m Sedimenttiefe wird der nach unten folgende Abschnitt des
Profils bis 15,92 m hauptsächlich von Kalkmudden gebildet. Im
feuchten Zustand zeigt sich eine feinere Gliederung in schwarzen
Kalksapropel (Sez 9: 15,63 m - 15,70 m, vgl.Sez 16) und
grauoliver Kalkmudde, die in der Sez 7 im Bereich zwischen 15,74
m und 15,76 m Sedimenttiefe schwarz gefleckt ist.
Das
Profil wird nach unten mit den ältesten entnommenen Sanden, in
denen verschiedene Korngrößen vermischt sind und die zwischen
15,98 m und 16,41 m keine signifikanten Unterschiede aufweisen,
durch Sez 1 abgeschlossen. Hier enthält das 7 cm mächtige
Sediment als Nebengemengteil Grobdetritus, der zur
Klassifizierung der Schicht als Grobdetritusmudde führt.
Zusammengefaßt
wurde höchst wahrscheinlich eine vollständige spät- und
postglaziale Sedimentabfolge dem Schwarzen See entnommen.
Unglücklicherweise ist die Tiefe der Schichtlücke zwischen 0,70
m und 1,50 m Tiefe sehr groß, so daß eventuell für die noch
folgende Interpretation der jüngeren Sedimente ein
entscheidender Sedimentbereich fehlt.
4.2
Geochemische Charakterisierung der Sedimente des
Plötzensees und des Schwarzen Sees
Die
aus den Analysen hervorgehenden Werte werden in Abbildung 21a und
22a parallel zur Sedimentstratigraphie und in Abbildung 21b und
22b jeweils in einer Gesamtgraphik dargestellt. Bei der
Darstellung der Werte des Plötzensees erwies sich die
logarithmische Darstellung der Sedimenttiefe in Abbildung 21b als
übersichtlich.
Die
analysierten Werte sind in der Tabelle 3 (Plötzensee, Anhang)
und der Tabelle 4 (Schwarzer See) aufgelistet.
Abbildung
21a: Wassergehalt (H2O), Gesamtgehalt Kohlenstoff (Cges),
anorganischer Kohlenstoff (Canorg), Karbonate (MCO3) und Schwefel
(S) im Sediment des Plötzensees
Abbildung
22a: Wassergehalt (H2O), organischer Kohlenstoff (Corg),
Karbonate (MCO3) und Schwefel (S) im Sediment des Schwarzer Sees
Abbildung
22b: Wassergehalt (H2O), organische Substanz (org. Subst.),
anorganischer Kohlenstoff (Canorg), Karbonate (MCO3) und Schwefel
(S) im Sediment des Schwarzer Sees (ohne Schichtlücke)
4.2.1
Wassergehalt
Plötzensee
Der
relativ hohe Wassergehalt, der in seinem Kurvenverlauf (Abb. 21a,
21b) mit der Tiefe eine nahezu stetige und leichte Abnahme bis
7,75 m Tiefe unter Seegrund aufweist, liegt zwischen 1,16 m und
7,5 m bei durchschnittlich 93% (s=2,7) und auf der Strecke
zwischen 1,16 m und 5,05 m bei durchschnittlich 95% (s=0,7).
Abbildung
21b: Wassergehalt (H2O), organische Substanz (org. Subst.),
anorganischer Kohlenstoff (Canorg), Karbonate (MCO3) und Schwefel
(S) im Sediment des Plötzensees (ohne Schichtlücke)
In
den darüberliegenden Partien wurde der Wassergehalt wegen seines
sehr hohen Anteils (> 95%) nicht bestimmt. Die Konsistenz kann
als dünnflüssig bezeichnet werden.
Merkliche
Änderungen in Form von stark abnehmenden Wassergehalten treten
erst unterhalb 7,75 m Tiefe am Übergang der Lebermudde zur
Kalkmudde auf. Darunter zeichnen sich die Sande (PLZ 2,2/7,93)
durch Werte um ca. 20% aus. Im Bereich der aus makroskopischer
Sicht homogenen Kalkmudde (Sez 2) sind verschieden hohe
Wassergehalte gemessen worden (44,9%, 26,6%). Ein geringer
Wassergehalt von 17,5% tritt in 8,15 m Sedimenttiefe in den
Basissanden auf.
Schwarzer
See
Die
tiefenbezogene Abhängigkeit des Wassergehaltes der Limnite des
Schwarzen Sees vom Kerntop bis zur Sez 30 in 14,37 m unter dem
Seeboden ist unverkennbar (r=0,92).
In
den Abbildungen 22a und 22b wird ersichtlich, daß die
Schwankungen aufweisende Abnahme des Wasseranteils in dem relativ
homogenen Bereich zwischen den jüngsten Sedimenten (Sez 65:
82,3%, Sez 64: 76,1%) und der Sez 47 (7,90 m, 50,6%) von einer
schwächeren Abnahme bis zur Liegendgrenze der rhythmisch
geschichteten Kalkmudden (14,42 m) mit Werten zwischen 50% und
40% gefolgt wird.
Unterhalb
dieser stetigen Abnahme mit der Tiefe sind die Wassergehalte
recht unterschiedlich. Die hohen Werte der älteren Kalkmudden
und -sapropele in den Sez 28, 25, 20, 15 und 9 (ca. 50%,
Maximalwert 67,3 in Sez 15) werden im Kurvenverlauf von
geringeren der Sandlagen unterbrochen (durchschnittlich 27,8%).
Die
das Profil nach unten abschließenden Sande haben einen
Wasseranteil von 20%.
4.2.2
Organischer Kohlenstoff und Glühverlust
Der
Glühverlust stellt einen ausgezeichneten Näherungswert für den
Gehalt an organischer Substanz in Seesedimenten dar. Die Methode
der Umrechnung des Anteils des organischen Kohlenstoffes in
organische Substanz wurde in Kapitel 3.5.3
(Glühverlustbestimmung) beschrieben.
Plötzensee
Wie
Abbildung 23 zeigt, läßt sich der Gehalt des organischen
Kohlenstoffes sehr gut mit den Glühverlust-Werten korrelieren
(r=1). Der durchschnittliche Quotient aus LOI und Corg beträgt
bei den Limniten des Plötzensees 2. Das Produkt aus Corg und
diesem Faktor ergibt den Anteil an organischer Substanz und wurde
bei allen Proben verwendet.
Beruhend
auf nicht nachweisbarem anorganischen Kohlenstoff in den Sez 27 -
6 ist Cges als Corg anzusehen.
Abbildung
23: Das Verhältnis organischer Kohlenstoff zum Glühverlust im
Sediment des Plötzensees und Schwarzen Sees
Die
Mudden weisen mit durchschnittlich 64,4% (s=22,3) in der gesamten
Sedimentsäule und durchschnittlich 71,7% (s=8,6) in den Sez 6 -
27 einen hohen Gehalt an organischer Substanz auf.
Man
sieht, daß im grundlegend zunehmenden Trend des Anteils der
organischen Substanz von den jüngeren Sedimenten bis zur Sez 17
(hier Maximalwert 92,32%) und abnehmenden Trend bis zur unteren
Grenze der mächtigen Schicht Sez 6 mehrmals erhebliche
Schwankungen auftreten. Diese übersteigen zum Teil 10% der
Trockensubstanz.
Unterhalb
7,50 m fallen die Werte deutlich ab und betragen in der jüngeren
Sandlage 1,24% und 0,86%. Die zwischen die Sandlagen geschaltete
Kalkmudde weist mit 5,74% organischer Substanz wieder einen
höheren Wert auf als die liegenden Basissande, deren Anteil
erwartungsgemäß auf unter 1% in einer Sedimenttiefe von 8,15 m
zurückgeht.
Schwarzer
See
Bei
den ausgewählten Proben des Schwarzen Sees, wo der Anteil
organischer Substanz (LOI) ebenfalls durch Massenverlust bei
einer Temperatur von 550°C bestimmt wurde, läßt sich der Corg
mit dem Glühverlust (Abb.23) gut korrelieren. Der
durchschnittliche Faktor aus LOI und Corg beträgt 2,3. Die
Abweichungen der Quotienten von diesem Wert sind jedoch höher
als die der Proben des Plötzensees. Der Faktor 2 konnte für
alle Proben zur Umrechnung der organischen Substanz angewendet
werden, da die Abweichungen wahrscheinlich auf den hohen
Mineralanteil der Proben zurückzuführen sind (s.Kap.3.5.7).
Im
Vertikalprofil der Anteile der organischen Substanz an der
Trockensubstanz fallen fünf Maximalwerte auf. Der höchst
gemessene Gehalt von 13,9% liegt zwischen dem Anstieg unterhalb
der obersten Schicht Sez 65 (10,9% auf 13,4%) und den darunter
allmählich niedriger werdenden Anteilen bis zur Sandlage Sez 26
im Tiefenmeter 14,96 (1,9%).
Im
letztgenannten mächtigen Bereich abnehmender Gehalte von 8,6%
auf 4,4% weisen nur die Schichten Sez 28 und 29 mit geringeren
Gehalten (3,9%, 1,9%) eine Unregelmäßigkeit auf.
Die
drei Maxima in der unteren Limnitsequenz der Kalkmudden und
-sapropele (8,9%, 7,2%, 8,6%) werden durch die deutlich
geringeren Gehalte in den Sandschichten strukturiert, wobei die
Sande mit Ausnahme der organisch armen Basissande und der
Schluffschicht (Sez 10) mit Gehalten an organischer Substanz
zwischen 2,4% und 4,7% als schwach humos gelten.
Auffällig
sind die relativ geringen Werte der ältesten Kalkmudde (Sez 6 -
7, durchschnittlich 1,3%) im Vergleich zu jüngeren, wie z.B. die
Kalkmudde in Sez 20 (9,8%).
4.2.3
Anorganischer Kohlenstoff und Karbonate
Plötzensee
Der
Faktor, der multipliziert mit den Canorg-Gehalten den Anteil an
Karbonaten wiedergibt (s.Kap.3.5.2), konnte bei den Proben mit
mehr als 16% MCO3 auf 10 errechnet werden.
Das
Vorkommen von anorganischem Kohlenstoff und damit verbunden von
Karbonaten beschränkt sich auf die älteren Limnite des
Plötzensees. Während in der untersten Partie der mächtigen Sez
6 in 7,72 m Sedimenttiefe 1,19% Canorg nachweisbar war, treten
Karbonate erst unterhalb der Sez 6 in der Kalkmudde auf (PLZ
2,2/7,77). Die sedimentologische Ausweisung dieses Bereiches als
Kalkmudde erweist sich mit MCO3-Gehalten von 29% (3,02% Canorg)
als gesichert, die Analyse der Probe PLZ 2,2/7,72 als fehlerhaft.
Abbildung
24: Das Verhältnis Karbonate zum anorganischer Kohlenstoff im
Plötzensee und Schwarzen See
Demgegenüber
zeigen der Inhalt der liegenden Schicht (Sez 4) mit einem
deutlich geringeren Karbonatgehalt von ca. 2%, was schon im
Fehlerbereich der Methode liegt (s.Kap.3.5.7), und das
Nichtvorhandensein anorganischen Kohlenstoffes mit dem schon
erwähnten Rückgang des Gehaltes an organischer Substanz, daß
die ältesten Lebermudden hier eine Übergangsschicht zu den
liegenden Sanden (Sez 2, 5% MCO3) darstellen und wahrscheinlich
einen höheren Anteil silikatischer Komponenten aufweisen.
Höhere
Karbonatgehalte wurden erst wieder im Horizont Sez 2 in der
Kalkmudde angetroffen (PLZ 2,2/7,98: 29% MCO3, 3,10% Canorg), die
auf der kurzen Distanz von 2 cm auf die Hälfte zurückgehen. Der
untere Teil der Kalkmudde wäre aus Sicht der Karbonate ebenso
wie Sez 4 als Übergang zu den karbonatarmen liegenden Sanden
anzusehen.
Schwarzer
See
Aufgrund
der Länge des Sedimentprofils des Schwarzen Sees und der damit
verbundenen hohen Anzahl von Proben richtete sich die Auswahl der
Proben, an denen die Canorg- und MCO3-Bestimmung vorgenommen
wurde, nach den sich ändernden Gehalten der übrigen Parameter
(S, Corg, H2O, Farbe, etc.) mit Ausnahme der älteren Schichten,
wo alle Sedimentzonen auf ihren karbonatischen bzw. Canorg-Anteil
analysiert wurden.
Die
lineare Regressionsanalyse von den Karbonatgehalten gegen den Canorg-Anteil
zeigt in Abbildung 24 eine sehr gute positive Korrelation (r=1).
Der gemittelte Quotient beträgt 9,05 (s=0,92).
Ähnlich
der Gehalte an Wasser, Schwefel und Corg sind die wesentlichen
Unterschiede der parallel verlaufenden Karbonat- und Canorg-Anteile
im Sedimentprofil des Schwarzen Sees in den jüngeren und
älteren Sedimentzonen.
Der
dazwischen liegende Mittelteil des Profils (3,00 m - 14,50 m) ist
durch generell mit der Tiefe leicht zunehmende und sehr hohe
Konzentrationen zwischen 8,69% und 10,70% Canorg (71% - 94% MCO3)
gekennzeichnet.
Die
obersten Limnite (Sez 65) weisen geringere Karbonatgehalte auf
(69%), die einige Zentimeter tiefer sogar auf 50 % MCO3 in Sez 60
zurückgehen.
Die
scharfe Abgrenzung unterhalb des großen Mittelteils in der
Sedimentzone Sez 28, wo die Anteile von 79% (14,50 m) auf 45%
(14,64 m) abfallen, war makroskopisch innerhalb der homogenen
Kalkmudde nicht erkennbar.
Die
durch die grundsätzlich karbonatarmen Sandhorizonte (Sez 26, 24,
22, 19: ca. 18%) getrennten Kalkmudden und -sapropele weisen
Karbonat-Höchstwerte der tieferen Partien von über 70% auf.
Die
mittlere Probe (SZS 2,5/15,50) der Kalksapropellage tritt in Sez
16 mit dem hohen Anteil von 74% MCO3 deutlich hervor.
Eine
Besonderheit stellt die einzig auftretende, kalkfreie
Schluffschicht (Sez 10, 15,61 m - 15,63 m) unterhalb des Laacher
Bimstuffes dar. Im unmittelbar Hangenden steigt der Gehalt in der
Sandlage (15,61 m) um 39% an.
Die
älteste Kalkmudde (Sez 6 - 8) fällt mit den geringen Anteilen
an Karbonaten von ca. 20% bzw. ca. 2% Canorg noch in die genannte
Muddenuntergruppe.
Abschließend
sei noch der geringe Endwert von 7,5% des abfallenden
Kurvenverlaufes der Karbonatgehalte mit dem Alter der Sedimente
in den Basissanden genannt.
4.2.4
Schwefel
Plötzensee
Das
Vertikalprofil des Schwefelanteils im Sedimentprofil des
Plötzensees weist mit durchschnittlich 3,87% (s=2,85)
grundlegend für Limnite sehr hohe Werte auf und läßt sich in
vier Abschnitte gliedern.
Im
obersten Sedimentabschnitt fallen die Werte von 2,59% auf 1,47%
(Sez 27 - 25) ab. Unterhalb der Schichtlücke weist der
Schwefelgehalt bis Sez 13 (4,8 m) einen leichten Anstieg auf
(2,73%).
Im
dritten Abschnitt des Kurvenverlaufes zeigt sich ein steiler
Anstieg bis zum Maximalwert von 11,23% in 7,65 m Sedimenttiefe,
der starken Schwankungen unterworfen ist (z.B. in 7,15 m und 6,95
m Sedimenttiefe). Zusammenfassend sind die logarithmierten Werte
des Schwefels im dritten Abschnitt tiefenabhängig (r=0,93).
Der
vierte Abschnitt ist durch eine Abnahme der gemessenen
Schwefelgehalte bis zur Sandschicht (Sez 3: 0,06%) geprägt,
gefolgt von einer leichten Zunahme in der liegenden Kalkmudde
(Sez 2: 0,87%, 0,45%). Der geringste Schefelgehalt in den
Sedimenten des Plötzensees ist in den Basissanden zu finden
(0,03%).
Schwarzer
See
Die
Schwefelgehalte im Schwarzen See übersteigen in 85% aller Proben
nicht 0,80%. Durch geringe Werte ist besonders die obere 14,4 m
lange Sedimentstrecke ausgezeichnet (durchschnittlich 0,29%,
s=0,25).
Erst
unterhalb des Tiefenmeters 12,70 (Sez 37) steigt der
Schwefelanteil mehrmals auf Werte um 1% (Sez 34, 31, 30 28, 20).
In
den Kalksapropelhorizonten (Sez 16, 15, 9) ist Schwefel mit nach
oben und unten scharf abgegrenzten höheren Gehalten zwischen
2,02% und dem Maximalwert von 4,55% (Sez 16) höher konzentriert,
während in den älteren Kalkmudden und Sanden die Gehalte selten
1% übersteigen.
Nahezu
punktförmig ist innerhalb des Kalksapropels die Probe SZS
2,5/15,50 im Hangenden der Laacher Tuffschicht mit einem relativ
niedrigen Anteil von 0,12% Schwefel auffallend. Die Möglichkeit
eines wiederholten Meßfehlers ist infolge der relativ hohen
Werte an MCO3, Canorg und des 8% niedrigeren Wassergehaltes in
dieser Lage relativ zu den angrenzenden Proben ausgeschlossen.
Diese Sachlage spricht für eine nachträgliche Gliederung der
Sedimentzone 16 in die drei Zonen 16a, 16b und 16c. Die Zone 16b
liegt in einer Tiefe von 15,50 m unter dem Seeboden.
4.2.5
Mineralischer, nichtkarbonatischer Gehalt
Da
Seesedimente zum größten Teil von Karbonaten, organischer
Substanz und eventuell noch von Schwefel gebildet werden, kann
der restliche Prozentanteil zu 100% als mineralischer,
nichtkarbonatischer Anteil angesehen werden (= mineralischer
Anteil). Dieser Gehalt enthält neben Silikaten, die meist den
größten Teil der mineralischen Menge ausmacht, auch noch eine
zu vernachlässigende Menge an Hydroxiden, Oxiden, etc..
Plötzensee
Abbildung
25: Organische Substanz, Karbonate, Schwefel und mineralischer
Anteil (helle Fläche) in den Sedimenten des Plötzensees
Der
Anteil des mineralischen Substrates ist in Abbildung 25 als helle
Fläche dargestellt. Die Gehalte an minerogenem Material macht im
nahezu gesamten Sedimentprofil ca. 10% - 30% aus. Eine deutliche
Zunahme auf über 90% (Sande) und 65% (Kalkmudde) ist in dem
unteren Bereich und eine leichtere zum Sedimenttop hin von ca.
15% auf ca. 25% zu erkennen.
Dazwischen
ist der gesamte Konzentrationsverlauf durch mehrere Zu- und
Abnahmen (+/- 10%) des mineralischen Anteils charakterisiert.
Schwarzer
See
Abbildung
26: Organische Substanz, Karbonate, Schwefel und mineralischer
Anteil (helle Fläche) in den Sedimenten des Schwarzen Sees
Ähnlich
der mineralischen Gehalte des PLZ-Kerns zeigt sich in der
Flächenverteilung der mineralischen Anteile im Sediment des
Schwarzen Sees (Abb.26) ein deutlicher Anstieg der Werte auf ca.
90% im älteren und ein weiterer von ca. 30% zum Sedimenttop,
wobei die Anteile im größten mittleren Teil der Kernstrecke mit
Werten zwischen 0% und 10% sehr gering ausfallen.
Besonders
auffällig sind die Proben in einer Tiefe von 3,73 m und 0,58 m,
deren Gehalte an mineralischer Substanz relativ zu den
benachbarten Gehalten besonders stark zunehmen und die Abnahme im
obersten Meter.
4.2.6
Schwermetalle
Die
gemessenen Konzentrationen der Schwermetalle Kupfer, Cadmium,
Blei und Zink im Sediment des Plötzensees und Schwarzen Sees
sind in den Tabellen 5 und 6 (Anhang) aufgelistet.
Plötzensee
Aus
den Kurvenverläufen in Abbildung 27 wird deutlich, daß die
Schwermetalle Cadmium, Kupfer, Blei und Zink in den Limiten
oberhalb des Tiefenmeters 0,78 stark und in der Probe PLZ
2,1/1,25 etwas angereichert sind. Dabei bewegen sich die
Konzentrationen (in mg/kg) von Cd zwischen 0,4 und 3,6, von Cu
zwischen 3,4 und 22,7, von Blei zwischen 64,4 und 173,4, wobei Pb
in den tieferen Proben nicht nachgewiesen wurde, und von Zn
zwischen 18,7 und 205,4 mg/kg.
Abbildung
27: Schwermetalle und organische Substanz in den Sedimenten des
Plötzensees
Back
= Tongesteins-Standard nach TUREKIAN & WEDEPOHL (1961).
Mit
Hilfe eines Vergleiches der Gehalte im älteren Sediment mit den
Werten des Tongesteins-Standards (TUREKIAN & WEDEPOHL 1961;
s.Kap.5.2, Abb.27: Back) können die minimalen Gehalte im
Sediment des Plötzensees als sehr gering (Cu, Pb, Zn) oder
ähnlich (Cd) eingestuft werden.
Ein
Vergleich der Metallgehalte mit denen der organischen Substanz
ergibt in Abbildung 27 keine Abhängigkeit zwischen beiden
Parametern.
Schwarzer
See
Abbildung
28: Schwermetalle, organische Substanz und Karbonate in den
Sedimenten des Schwarzen Sees
Back
= Tongesteins-Standard nach TUREKIAN & WEDEPOHL (1961).
Auch
im Sediment des Schwarzen Sees sind die Schwermetalle vorrangig
mit Ausnahme des Cadmiums im oberen Teil des Profils
konzentriert, während die Minima für die älteren Schichten
unterhalb von 1,55 m Sedimenttiefe kennzeichnend sind (Abb.28).
Als minimale Konzentrationen (in mg/kg) wurden für Cu 3,1, für
Pb 19,1, für Zn 1,4 und als maximale Gehalte für Cu 13,4, für
Pb 63,1 und 69,2 mg/kg für Zn analysiert.
Anomalien
im zunehmenden Trend der Gehalte wurden in einer Sedimenttiefe
von 0,50 m und 2,15 m durch Peaks im Kurvenverlauf festgestellt.
Die
Cd-Konzentrationen weisen dagegen höhere Gehalte in den tieferen
Proben auf und schwanken im Sedimentprofil zwischen 3,3 mg/kg und
4,6 mg/kg.
Die
Gehalte der unteren Partien (3,00 m, 8,20 m, 14,40 m) liegen
deutlich unter (Cu, Zn), in ähnlicher Höhe (Pb) und deutlich
über (Cd = 3,7 mg/kg [!]) den gemittelten Gehalten von TUREKIAN
& WEDEPOHL (1961; s.Kap 5.2, Abb.28: Back).
Aus
dem rechten Teil der Abbildung 28 (MCO3, organische Substanz)
wird im Vergleich eine Korrelation der MCO3- zu den
Metallanteilen deutlich. In der Interpretation muß diskutiert
werden, ob ein kausaler Zusammenhang zwischen beiden Parametern
besteht.
4.2.7
Korrelationen der chemischen Komponenten und das
C/S-Verhältnis
Es
wurden sämtliche Werte aller Parameter der gesamten Profile und,
wenn es sinnvoll erschien, auch sequenzweise miteinander in Bezug
gesetzt.
Die
Abhängigkeiten zwischen organischem Kohlenstoff/Glühverlust,
anorganischem Kohlenstoff/Karbonaten und einigen tiefenbezogenen
Korrelationen (Wassergehalt, Schwermetalle) beider Profile wurden
schon in den vorangegangenen Kapiteln beschrieben.
Die
offensichtlich sehr guten Korrelationen zwischen den einzelnen
Schwermetallen (r>0,8) bedürfen wegen des geringen
Probenumfanges und der visuell einfach zu bestimmenden
Abhängigkeiten in den Abbildungen 27 und 28 keiner näheren
Ausführung (s.Kap.4.2.6).
Die
anschließend beschriebenen C/S-Verhältnisse sollen dazu dienen,
einige Aussagen über den Grad der Mineralisierung des
organischen Materials und des reduktiven Milieus vorzunehmen
(GORHAM & SWAINE 1965; BERNER & RAISWELL 1983; SCHMIDT
1987).
Plötzensee
Da
alle Werte im Sediment des Plötzensees unterhalb des
Tiefenmeters 7,75 stark variieren, wurden neben der Korrelation
der Werte des gesamten Profils (r) die zusätzlichen
Korrelationen des Bereiches von 0 m bis 7,75 m (rL, L =
Lebermuddenbereich) und von 7,75 m - 8,40 m (rKS, KS = Kalkmudde
und Sande) durchgeführt.
Besonders
hoch ist der Zusammenhang zwischen der organischen Substanz und
den Wassergehalten (r=0,92) im gesamten Profil. Als Folge der
tiefenbezogenen Abhängigkeit der Wassergehalte (r=-0,45, rL=-0,64)
verhält sich diese für die organische Substanz ähnlich
(r=-0,51, rL=-0,40).
Ein
entgegengesetztes Verhalten zeigen die Kurven für Schwefel und
die organische Substanz oberhalb der jüngeren Kalkmudde (rL=-0,80),
deren Parallelverlauf darunter den hohen
Korrelationskoeffizienten von rKS=1 bedingen.
Abbildung
29 zeigt für das C/S-Verhältnis grundsätzlich eine Zweiteilung
des Sedimentprofils des Plötzensees. Während der Bereich der
Lebermudde vom Tiefenmeter 7,75 zur höchsten Probe des Kerns
einen stetigen Anstieg von C/S = 3 auf 24 aufweist, bewegen sich
die C/S-Werte unterhalb der Lebermudde zwischen 3 - 4 (Kalkmudde)
und 6 - 12 (Sande).
Etwas
unauffällig in Abbildung 29 dargestellt, aber von wahrscheinlich
großer Wichtigkeit ist der markante Abfall im jüngsten Sediment
von C/S = 24 auf 14.
Abbildung
29: Das C/S-Verhältnis im Sediment des Plötzensees
Schwarzer
See
Ebenso
wie bei den Werten des Plötzensees besteht zwischen der
organischen Substanz und den Wassergehalten eine direkte
Abhängigkeit (r=0,94).
Eine
mäßig gute Korrelierbarkeit zeigt sich dagegen zwischen den
Karbonatanteilen und i. denen der organischen Substanz (r=0,54)
und ii. den Wassergehalten (r=0,63), obwohl in Abbildung 22a, 22b
auch zum jüngeren Sediment hin eine gegenläufige Tendenz
aufgezeichnet ist.
Abbildung
30: Das Verhältnis der Karbonatanteile zum Wassergehalt und zur
organischen Substanz im Sediment des Schwarzen Sees
Die
Grenze zwischen positiver und negativer Korrelation liegt nach
der Punktestreuung in Abbildung 30 bei ca. 65% MCO3.
In
der Abbildung wird weiter deutlich, daß eine Gliederung der
Punkteverteilung nach MCO3-Gehalten, abgesehen von einigen
Ausnahmen, eine Gliederung der Sedimente ermöglicht:
-
MCO3: 0% - 21%, Sande
-
MCO3: 24% - 50%, ältere Kalkmudde
-
MCO3: 50% - 73%, jüngere und ältere Kalkmudde und -sapropele
-
MCO3: > 84%, Kalkmudde im mittleren
Bereich des Sedimentprofils
Deutliche
Unterschiede weisen die Kurvenverläufe des Schwefels und der
Karbonate auf (r=0,03).
Von
Interesse wäre noch der Zusammenhang zwischen den Wertepaaren
organische Substanz/Schwefel. Es zeigt sich, daß keine
Abhängigkeit zwischen den beiden Gehalten besteht (r=0,20).
Das
C/S-Verhältnis liegt im größten Teil des Sedimentprofils des
Schwarzen Sees unter 18 und wird vertikal auf der gesamten
Kernstrecke von mehreren Peaks gegliedert (Abb.31).
Abbildung
31: Das C/S-Verhältnis im Sediment des Schwarzen Sees
Der
"Grundwert" liegt dabei an der Basis des Kerns unter 5
und im großen Mittelbereich unter 18. Geringfügig erhöhte
Anteile an organischer Substanz einzelner Proben und die
gleichzeitige relativ schwache Erniedrigung der Schwefelgehalte
bedingen die stark erhöhten C/S-Werte (Maximalwert 202). Für
die Interpretation der C/S-Fläche in Abbildung (Abb.31) scheinen
die niedrigen C/S-Werte ("Einbrüche") daher eher von
Bedeutung.
4.3
Flächennutzungen im Wassereinzugsgebiet des Plötzen-
sees und des Schwarzen Sees
Abbildung
32 stellt die Flächennutzungen innerhalb der oberirdischen
Wasserscheide dar, die im September 1994 kartiert wurden
(vgl.Kap.2.4.2).
Abbildung
32: Flächennutzungen im Wassereinzugsgebiet des Plötzensees und
des Schwarzen Sees
Kartengrundlage:
TK 2842, Blatt Zechlin, Entwurf: Marc Hackelbörger.
Plötzensee
Der
Plötzensee ist vollständig von Laub-, Nadel- und Mischwald
umgeben. Eine Abwechslung im wahrscheinlich sehr kleinen
Wassereinzugsgebiet bietet lediglich die Verlandungsfläche, die
an den See grenzt.
Schwarzer
See
Das
Wassereinzugsgebiet des Schwarzen Sees wird größtenteils von
landwirtschaftlich genutzten Flächen eingenommen. Die übrigen
Flächen, insbesondere im nördlichen Bereich, sind Waldbestände
und Gärten. Die Siedlungs- und Sandabbauflächen machen
insgesamt nur einen geringen Anteil aus.
Im
Südwesten des Einzugsgebietes befindet sich eine ehemalige
Sandabbaustelle, die als ungeordnete Mülldeponie genutzt wurde
(außerhalb der dargestellten Wasserscheide).
4.4
Zusammenfassender Vergleich der Untersuchungser-
gebnisse am Plötzensee und am Schwarzen See
Vergleich
der Mächtigkeiten der Sedimente in Bezug zum Relief
Tabelle
7 verdeutlicht, daß im Schwarzen See bezüglich der Mächtigkeit
doppelt so viel Limnite seit dem Spätglazial sedimentierten. Das
Becken (Unterkante der tiefsten Mudde) des Schwarzen Sees ist im
Vergleich 13,47 m tiefer als das des Plötzensees im Relief
einsenkt.
Der
relative Unterschied der Wasserspiegelhöhen der Seen über dem
Meeresspiegel ähnelt dem der Sedimentoberkanten-Höhe ü.N.N..
Die Wassertiefen unterscheiden sich gegenwärtig kaum (Differenz
0,7 m).
Tabelle
7: Vergleich der Wassertiefen, der absoluten Höhen der
Wasserspiegel, der Sedimentoberkanten (Sedi.Ok),
Sedimentunterkanten (Mudden ohne Basissande, Sedi.Uk) und der
gesamten Limnit-Mächtigkeiten (Sedi.insges. ohne Basissande) des
Plötzensees (PLZ) und des Schwarzen Sees (SZS; Diff = Differenz
in m).
Dabei
ist zu bedenken, daß die ältesten Mudden beider Seen als
Vergleichsmarke nicht unbedingt den gleichen Zeitraum
repräsentieren. Die Frage nach der Altersstellung dieser
ältesten Kalkmudden wird im Kapitel 5.1.1 und 5.1.2 diskutiert.
Vergleich
sedimentologischer und chemischer Parameter der Sedimente
Die
in ihrer Zusammensetzung und Gesamtmächtigkeit wesentlich
unterschiedlichen Limnite des Plötzensees - zum größten Teil
homogene Lebermudden - und des Schwarzen Sees - Kalkmudden, teils
rhythmisch geschichtet - weisen hinsichtlich der analysierten
chemischen Parameter die Gemeinsamkeit stark unterschiedlicher
Gehalte zum älteren Sediment auf, wo das Gefüge der Sedimente
offensichtlich nicht mehr überwiegend autochthon bestimmt ist
(sandige Mudden, Sandschichten).
Die
geringmächtigen Kalkmudden und die dort eingeschaltete Sandlage
im Kernprofil des Plötzensees verursachen im Liegenden der
insgesamt 7,75 m mächtigen Lebermudden die einzig auftretenden
Karbonatgehalte im Kern (< 30%, Abb.33). Im übrigen
Profilteil überwiegt der Anteil der organischen Substanz. So
zeigt sich in Abbildung 34, daß Werte zwischen 70% und 80%
überwiegen, gefolgt von den Werteklassen 60% bis 70% und 80% bis
90% organischer Substanz im oberen und mittleren Bereich der
Sedimentstrecke.
Abbildung
33: Häufigkeiten der Karbonatgehalte im Sediment des
Plötzensees und Schwarzen Sees (durchschnittliche Sedimenttiefe
nur bei Werten einer Klasse in einem Sedimentbereich)
Abbildung
34: Häufigkeiten der Gehalte an organischer Substanz im Sediment
des Plötzensees und Schwarzen Sees (durchschnittliche
Sedimenttiefe nur bei Werten einer Klasse in einem
Sedimentbereich)
Signifikante
Änderungen chemischer Parameter im Profil des Schwarzen Sees
kommen im unteren Achtel unterhalb des Grenzbereiches rhythmisch
geschichtete Kalkmudde/schwarze Kalkmudde vor (14,42 m unter
Seegrund). Neben mehreren eingeschalteten Sandlagen und der
Schluffschicht dominieren hier Kalkmudden und -sapropele.
Das
Verhältnis MCO3 zur organischen Substanz ist in den Sedimenten
des Schwarzen Sees im Vergleich zu denen des PLZ durchgehend
anders ausgebildet. Es übersteigen die MCO3-Gehalte in weit
über 40% der Proben 80% (Abb.33). In den älteren Sedimenten
zeigen sich stark wechselnde Anteile. Der Anteil organischer
Substanz macht im Sedimentprofil SZS in ca. 60% aller Proben
weniger als 6% aus und liegt in der durchschnittlichen
Sedimenttiefe von 6,6 m zwischen 6% und 16% (Abb.33, Abb.34).
In
beiden Sedimentprofilen konnte ein Ansteigen der organischen
Substanz innerhalb der großen mittleren Bereiche festgestellt
werden.
Ein
Unterschied zwischen beiden Profilen wird in den
Schwefelkonzentrationen deutlich. Während der relativ hohe
Schwefelanteil der Proben des Plötzensees von 1,47% auf 11,23%
in der mittleren Sedimentsäule mit der Tiefe zunimmt, verbleiben
die Werte wie Abbildung 35 zeigt in den jungen und mittleren
Mudden des Vergleichssees SZS in ca. 90% aller gemessenen Werte
unter 1%.
Abbildung
35: Häufigkeiten der Gehalte an Schwefel im Sediment des
Plötzensees und Schwarzen Sees (durchschnittliche Sedimenttiefe
nur bei Werten einer Klasse in einem Sedimentbereich)
Demnach
weisen erwartungsgemäß die älteren Kalksapropellagen des
Schwarzen Sees mit maximal 4,55% die höchsten Gehalte an
Schwefel im Kern SZS auf. Die Maximalgehalte der Lebermudden
(PLZ) liegen dagegen um das 2,5-fache höher (Abb.35).
Aus
den durchschnittlichen Tiefen unter dem Seeboden in Abbildung 35
kann weiter ersehen werden, daß die hohen Schwefelgehalte in
beiden Profilen in den unteren Partien liegen (PLZ 7,0 m, 7,6 m;
SZS 15,6 m).
Im
mit dem Alter der Sedimente abnehmenden Trend des Wassergehaltes
beider Profile zeigten sich einerseits relativ niedrigere Gehalte
in den Kalkmudden (SZS durchschnittlich 54%, s=12,09) als in den
Lebermudden (PLZ durchschnittlich 93%, s=2,7) und andererseits
deutlich stärkere Schwankungen der Werte im Kurvenverlauf des
SZS-Profils, die sich in der Sedimentzonengliederung
widerspiegeln.
Die
stark unterschiedlichen Gehalte an MCO3, Schwefel, etc. in den
älteren Sedimenten des SZS lehnen sich an die mehrmalige
Substratänderung im Profil an. Unterhalb des großen
Mittelbereiches (Kalkmudden) konnten die Limnite in 23
Sedimentzonen stratifiziert werden, wogegen das
Schichtenverzeichnis des PLZ-Kerns lediglich vier Sez hergibt
(ohne Basissande).
Es
konnten am Schwarzen See neben den wechselnde Farbtöne und
Schichtungen aufweisenden Kalkmudden vier eingelagerte
Sandschichten und die Laacher Tephralage mit einer sie
unterlagernden, hellgrauen Schluffschicht gewonnen werden. Die
unteren Limnite des Plötzensees werden insgesamt von einer
Sandschicht unterbrochen.
In
den Abbildungen 21a, 21b, 22a und 22b ist weiterhin eine
Änderung der analysierten Werte zum jüngsten Sediment zu
erkennen. Im Kerntop des Plötzensees und des Schwarzen Sees wird
dies in einer Abnahme der organischen Substanz und einer Zunahme
des Wassergehaltes deutlich.
Abgesehen
von einer Ausnahme (SZS: Cadmium) erscheint eine Gliederung der
Schwermetallgehalte in Top (Werte des jüngeren Sediments) und
Basis (Werte des älteren Sediments) sinnvoll. Zum weiteren
Vergleich wurden in Abbildung 36 die gemittelten Metallgehalte
von TUREKIAN & WEDEPOHL (1961) und HAKANSON (1980)
herangezogen (nähere Erläuterungen dazu in Kap.5.2).
Abbildung
36: Vergleich der Schwermetallgehalte in den Sedimenten des
Plötzensees und des Schwarzen Sees
Bei
den Schwermetallgehalten zeigt sich allgemein in beiden Profilen,
daß grundlegend die Schwermetalle im jüngeren Sediment
angereichert sind.
Mit
Ausnahme des Cadmiums, dessen Anteile im SZS-Kern zwischen 3,3
und 4,6 mg/kg ausmachen (PLZ 0,4 - 3,3 mg/kg) liegen die
Metallgehalte im älteren sowie jüngeren Sediment des
Plötzensees bis über das zweifache höher als im Sediment des
Schwarzen Sees.
Der
hohe Bleigehalt des Plötzensees im älteren Sediment kommt
dadurch zustande, daß die Probe PLZ 2,1/1,25 als Basiswert
angenommen wurde (vgl. Tab.5).
Ein
Vergleich der Basiswerte zum Tongesteins-Standard und den
gemittelten Metallgehalten in europäischen und amerikanischen
Seen zeigt, daß die gemessenen Kupfer- und Zink-Basiswerte
niedriger und die für Cadmium und Blei höher bzw. in ähnlicher
Größenordnung vorliegen.
Vergleich
der Nutzungen in den Wassereinzugsgebieten
Durch
die Nutzungskartierung wurden wesentliche Unterschiede der
Einzugsgebiete beider Seen deutlich.
Während
die den Plötzensee umgebene Fläche, deren Grundwasser den
Plötzensee bei möglicher Grundwasserzufuhr speist (s.Kap.2.4.1,
2.4.2), fast vollständig durch Buchen- und Kiefernwald
charakterisiert ist, zeigte sich für die Fläche innerhalb der
Wasserscheide des Einzugsgebietes des Schwarzen Sees eine
vielseitige Nutzung.
Es
überwiegt hier der Anteil der landwirtschaftlich genutzten
Fläche an der Gesamtfläche. Die bewaldete und besiedelte
Fläche ist mit den Ruderalflächen auf die nähere Umgebung des
Schwarzen Sees beschränkt.
5
Interpretation der Untersuchungsergebnisse
5.1
Spät- und postglaziale Entwicklungsgeschichte des
Plötzensees und des Schwarzen Sees
Bei
der Interpretation der Untersuchungsergebnisse einzelner
Limnitabschnitte wird folgend neben der Sedimentzonengliederung
(Sez) eine übergeordnete Klassifizierung der Seesedimente in
Anlehnung an die untersuchten sedimentologischen und chemischen
Parameter vorgenommen, um das Kapitel möglichst übersichtlich
zu gestalten.
5.1.1
Plötzensee
Auf
den ersten Blick gibt das gesamte Sedimentprofil des Plötzensees
mit der Limnitabfolge Lebermudde/Feindetritusmudde - Kalkmudde -
Sande - Lebermudde - Sande eine sehr typische spätglaziale und
holozäne Sedimentfolge wieder, die gut mit anderen Seesedimenten
parallelisierbar ist (z.B. BEHRE 1966: Westrhauderfehn -
Ostfriesland) und der vereinfachten nacheiszeitlichen
Sedimentationsabfolge nach OVERBECK (1975: S.393ff.) und im
weitesten Sinne nach NITZ (1983) entspricht:
-
Minerogene Sedimentation während der Ältesten/Älteren
Tundrenzeit
-
Organogene Muddenbildung während der Alleröd-Schwankung
-
Minerogene Sedimentation während der Jüngeren Tundrenzeit
-
organogene Muddenbildung seit dem Präboreal
Das
Fehlen einer Zeitmarke im Sediment, die für die
nacheiszeitlichen Phasen der Anzahl nach wenig abgrenzbaren
Schichten (eventuelles Vorkommen von tiefer liegenden organogenen
Sedimenten oder Hiatus im Sedimentkern; Abb. 15, 16, 21a, 21b)
und der Verzicht auf Pollen-, Diatomeenuntersuchungen, etc.
erschweren eine Zuordnung der Sedimentzonen zu
spätglazialen/frühholozänen Stadialen und Interstadialen und
damit die absolute Altersbestimmung einzelner Profilbereiche.
Sedimentzone
1: Sande
Die
feinen bis groben Sande an der Basis des Sedimentkerns verlangen
grundsätzlich für einen Transport eine relativ hohe
Fließgeschwindigkeit oder intensive morphodynamische Prozesse.
So kann, auch hinsichtlich der Lage des Plötzensees in der
Talung bzw. der eventuellen subglazialen Schmelzwasserrinne
(s.Kap.2.2.3.2, 2.2.4), eine fluviatile, möglicherweise auch zum
Teil äolische Sedimentation von Schmelzwassersanden oder
deren spätere Umlagerung im Bereich des Beckens oder der
angrenzenden, höhergelegenen Regionen wahrscheinlich gemacht
werden.
Durch
die sehr geringen Gehalte an organischem Kohlenstoff und an
Karbonaten in dieser Schicht kommt eine Phase zur Zeit der
Akkumulation mit niedrigen Temperaturen und damit
verbunden eine kaum erwähnenswerte biologische Aktivität
im Becken und in der näheren Umgebung des heutigen Plötzensees
zum Ausdruck. Unter Zugrundelegung eines kalten Klimas
repräsentieren die Sande an der Basis des Profils eine Phase mit
spärlicher Vegetationsbedeckung, Dauerfrostboden und Stofftransporten
unter periglaziären Bedingungen.
Aus
den vorliegenden Daten kann nicht geschlossen werden, ob zur
Ablagerungszeit der Sande ein wassergefülltes Becken vorhanden
oder ob das Becken zur Zeit der Akkumulation Bestandteil einer
eisfreien/eisbedeckten/eisunterlagerten mehr oder weniger aktiven
ehemaligen Schmelzwasserabflußbahn war. Die Abflußrichtung der
Rinne kehrte sich vermutlich nach der Eisbedeckung zur östlich
anschließenden Depression des Großen Wumm-Sees um, nach einer
Funktion während der Eisbedeckung als eigentlich nach außen
(westlich) gerichteten Abflußbahn (CHROBOCK et al. 1983: "extrovertierter
zu introvertierter Entwässerung").
Der
Plötzensee (Wasserspiegel 62,4 m ü.N.N.) ist heute innerhalb
dieser Talung durch eine 70 m ü.N.N. hohe Schwelle vom Großen
Wumm-See getrennt, dessen Wasserspiegel auf einer Höhe von 61,0
m ü.N.N. liegt (Abb.3, 5). Die Distanz zwischen beiden Seen
beträgt ca. 500 m.
Die
große Mächtigkeit und Durchlässigkeit der hier anstehenden
Sande und Kiese (s.Kap.2.2.3.2, 2.4.2) und die Trennung der
Talung durch die markante Schwelle legen nahe, daß während und
nach den spätglazialen Austauphasen eine Speisung eines
wahrscheinlich ostwärts gerichteten Grundwasserstromes
stattfand. So darf angenommen werden, daß das deutlich getrennte
Becken des Plötzensees in der Talung zur Ablagerungszeit
der Sez 1 trocken lag (trocken-kalte Phase ?).
Demgegenüber
steht die in Kapitel 4.4 beschriebene Sachlage, daß die im
Zechliner Gebiet anstehenden Sande östlich der Frankfurter
Eisrandlage von tonigen Beckenbildungen großflächig unterlagert
werden. Untersuchungen von GAGEL (1915, s.Kap.2.2.3.2), die Lage
des Plötzensees im Relief (Tab.7; auch absolute Seebodenhöhen
des Großen Wumm-Sees und Großen Zechliner-Sees) und die
wahrscheinliche Genese der Talung als subglaziale
Schmelzwasserrinne sprechen für mächtige Sande und Kiese,
die das Becken unterlagern und eine frühe Wasserfüllung
unterbanden (Versickerung).
Wird
eine Wasserbewegung innerhalb der Talung oder im Becken zugrundegelegt,
die letzendlich die feinklastisch-minerogene Sedimentation
bedingte, kann eine verkürzte Austauphase angenommen werden
(s.Kap.2.2.4.1). Auch die hangende Muddeschicht läßt vermuten,
daß die eigentliche Anlage- und Austauphase des Beckens
(MARCINEK & BROSE 1972: "Phase der Beckenbildung")
während der Akkumulation der Sande (Sez 1) weitgehend
abgeschlossen war.
Das
maximale Alter der Basissande ergibt sich aus der Lage des
Plötzensees zwischen den Eisrandlagen des Frankfurter Stadiums
(19.000 - 17.000 b.p.) und der Fürstenberger Staffel
(o.Zeitangabe).
Eine
Überprägung der Oberfläche durch Überschüttungen von
Schmelzwässern der Fürstenberger Eisrandlage oder durch
periglaziäre Prozesse (s.Kap.2.2.4.1/2) legen einen Akkumulationszeitraum
der entnommenen Sande vor maximal 17.000 Jahren nahe.
Eine
ältere Prägung des Reliefs erscheint wegen der relativ nahen
Lage zur Frankfurter Endmoräne und der Größe der Formen sehr
unwahrscheinlich (vgl. HANNEMANN 1969: Vorprägung im
Saale-Glazial).
Das
Vorkommen der hangenden Kalkmudde (Sez 2), deren Bildungszeit
mindestens der böllingzeitlichen Warmphase entspricht (s.unten),
legt eine starke Herabsetzung des Maximalalters der
Sandakkumulation nahe. Inwieweit spätglaziale Phasen im Kern
vertreten sind, muß einer pollenanalytischen Bearbeitung
vorbehalten bleiben (s.u.).
Eine
große Unsicherheit der genannten Folgerungen liegt in der
geringen Mächtigkeit der entnommenen Sez 1 (35 cm), die von
älteren Limniten unterlagert sein könnte.
Sedimentzone
2: Kalkmudde
Da
Teile der Sedimentstrecke des Plötzensees und des Schwarzen Sees
von Kalkmudden gebildet werden, deren ursächliches
Bildungsmilieu in den letzten Jahrzehnten von mehreren Autoren
unterschiedlich gedeutet wurde, sollen die Ursachen und
Bedingungen der Calcitbildung im folgenden ausführlich
dargestellt werden.
Die
Kalkmudden sind nach PROFT & KREY (1990) "in den
liegenden Schichten postglazialer Gewässer keine lokale
Besonderheit" und werden als typische postglaziale
Limnitsequenzen betrachtet. Ihre Entstehung steht mit der
erstmalig eintretenden Klimagunst nach dem Inlandeisabbau und der
daraus resultierenden Eutrophierung der wassergefüllten Becken
in Verbindung (u.a. MANNY et al. 1978; DUSTIN et al. 1986; PROFT
& KREY 1990). Die Bildung von Kalkmudden hat grundlegend
folgende Ursachen (SCHMIDT 1987; KÜCHLER-KRISCHUN 1990):
-
Allochthoner, partikulärer Eintrag mit den Zuflüssen eines Sees
-
Produktion von lebenden Organismen als Gerüstsubstanz
-
Bildung von Kalkkrusten an Makrophyten im Flachwasserbereich
-
Bildung von Onkolithen durch Cyanophyceen im
Flachwasserbereich
-
autochthone, heterogene (durch Mikrophyten) oder homogene (ohne
Beteiligung von
Fremdstoffen) Nukleierung
Folgende
Sachverhalte grenzen die Bildungsursache ein:
-
Allochthone Seesedimente weisen meist deutlich geringe Karbonat-
(<20%) und hohe mineralische, nichtkarbonatische Anteile auf
-
Die Struktur der Kalkmudden kann als feinkristallin und homogen
beschrieben werden (auf feinstrukturierte Kalkmudden wird im
einzelnen eingegangen)
-
Eine hohe Besiedlung kalkbindender Makrophyten erfolgte generell
erst nach dem endgültigen Eintritt warmer, stabiler Bedingungen,
muß aber in Betracht gezogen werden (u.a. PROFT & KREY 1990)
-
Für die Entstehung karbonatreicher Kalkmudden kann generell eine
autochthone, pelagische Calcitpräzipitation angenommen werden
(Literatur s.u.)
Für
die Bildung der Kalkmudden in Sez 2 wird, auch unterstützt durch
die unten aufgeführte Literatur, eine autochthone
Calcitpräzipitation angenommen.
Es
wird allgemein die Auffassung vertreten, daß die Erhöhung des
pH-Wertes durch den Entzug von CO2 und HCO3 durch die
photosynthetische Aktivität des Phytoplanktons den wesentlichen
Faktor der Übersättigung und damit der epilimnischen
Calcitfällung darstellt (ROSSKNECHT 1976, 1980; KELTS & HSÜ
1978) Dabei spielt die Nukleierung durch bestimmte
Phytoplanktonarten eine wichtige Rolle (STABEL 1986;
KÜCHLER-KRISCHUN 1990: S.25, Abb.7).
Entgegen
dieser Meinung halten BRUNSKILL (1969) und HICKMAN & WHITE
(1989: Spring Lake - W-Kanada) die Temperatur nach dem
allgemeinen Grundsatz der geringen CO2-Löslichkeit während
hoher Sommertemperaturen für den steuernden Faktor der
Calcitfällung. 1990 kam KÜCHLER-KRISCHUN durch zahlreiche
Gelände- und Laboranalysen zu dem Ergebnis, daß die von
Frühjahr bis Herbst periodisch auftretende (ROSSKNECHT 1977;
KELTS & HSÜ 1978; STABEL 1986), autochthone Calcitpräzipitation
in einem See durch physikalische, chemische und biologische
Faktoren gesteuert wird.
Zur
Ausfällung autochthonen Calcits im Gewässer müssen
verschiedene Bedingungen erfüllt sein:
-
Ca(HCO3)2 muß in gelöster Form in den See eingetragen werden
(MACKERETH 1965: durch Verwitterungslösungen -
Podsolierungsprozesse, biochemische Verwitterung - von glazialen
Geschieben, zum Teil Geschiebelehm, wird den Seen in den
Warmphasen kalkreiches Wasser zugeführt; zusammenfassende
Beschreibung der Pedogenese während des Spätglazials in SCHMIDT
1994)
-
Das atomare Verhältnis von Ca/Mg muß kleiner als 2 sein, damit
primär CaCO3 gebildet wird (MÜLLER et al. 1972 in
KÜCHLER-KRISCHUN 1990) , gilt allgemein für See- und
Grundwässer des gesamten Rheinsberger Seengebietes (s.Kap.2.4.1,
vgl. STABEL 1986: untergeordnete Bildung von Mg-Calcit, Aragonit
oder Dolomit; PACHUR & RÖPER 1987: 3 mol% Mg in biogenem
Calcit
-
Kristallisationshemmende, gelöste Stoffe dürfen nur in
niedriger Konzentration vorliegen (STABEL 1986: Polyphenole,
Phosphor, Säurederivate, etc. liegen meist nur in geringen
Konzentrationen vor)
-
Im Seewasser muß das ionische Aktivitätsprodukt von CaCO3
überschritten sein (Voraussetzung sind warme Verhältnisse, die
eine hohe photosynthetische Aktivität ermöglichen)
Demzufolge
repräsentiert die ältere Kalkmudde im unteren Bereich des
PLZ-Kerns eine erste Klimabesserung und eine Initialphase
der Muddenbildung oder einen Trophiewechsel einer schon
wassergefüllten Hohlform unter Stillwasserbedingungen.
Eine
Folgerung ist eine erhöhte Bodenstabilität durch
Pflanzenbewuchs, die einen weiteren Input von Erosionszeigern
verringerte. Die Verwitterung des Bodensubstrates und die
beginnende Humusakkumulation führte demnach dem Seewasser
eine hohe Nährstoff- und Ca(HCO3)2-Konzentration zu.
Damit ist eine erhöhte Anforderung von Pflanzen an CO2 und eine
Calcitfällung verbunden.
Ein
möglicher Anteil von Mischkarbonaten ließe sich mit weiteren
Analysen (Ca, Mg) quantifizieren (s.Kap.4.2.3).
Daneben
zeigte sich in neueren Untersuchungen, daß eine Calcitfällung
nicht zwingend eine Kalkmuddenbildung nach sich zieht. Unter der
Annahme einer erhöhten biologischen Aktivität im epilimnischen
Wasser wird im Bereich des Tiefenwassers durch Atmung und
bakterielle Mineralisation vermehrt CO2 freigesetzt. Die
absinkenden Calcitkristalle tragen die Übersättigung in die
Tiefe und können dort aufgelöst werden (ROSSKNECHT 1977;
KOSCHEL et al. 1987).
Nach
KOSCHEL et al. (1983), PROFT (1984) und KÜCHLER-KRISCHUN (1990)
sind für Kalkmuddenbildungsphasen infolge einer Calcitlösung im
Hypolimnion in tiefen oder der geringen Bioproduktion in flachen
oligotrophen und in dystrophen Seen letztgenannte Trophiegrade
nicht wahrscheinlich. Eine Calcitbildung herrscht dagegen in
flachen und in tieferen meso- bis eutrophen Seen vor.
Es
können aber für die Kalkmuddenphasen auch sehr nährstoffarme
Bedingungen angenommen werden, begründet in dem nachfolgend
verdeutlichten Mechanismus der Nährstoffherabsetzung während
der Calcitausfällung (u.a. MANNY et al. 1978: Wintergreen Lake -
Michigan; WETZEL 1970: Pretty Lake - Indiana).
Essentielle
Elemente und organische Komponenten werden an die Calcitkristalle
adsorbiert. Die Folge ist neben einer limitierten
Kohlendioxidkonzentration (= limitierte Phytoplanktonaktivität)
im epilimnischen Wasser eine Unterdrückung der mikrobiellen
Nährstoffverfügbarkeit und damit der photosynthetischen
Effizienz (WETZEL 1970; GOLDMAN & HORNE 1983; DUSTIN et al.
1986).
KOSCHEL
et al. 1983, WHITE & WETZEL 1985 und KÜCHLER-KRISCHUN 1990
konnten betreffend der Reduzierung der Bioproduktivität
feststellen, daß weder die früher angenommene anorganische
Bindung von Phosphor an CaCO3 (MURPHY et al. 1983), noch die
Limitierung von CO2 (STABEL 1985) die alleinigen
algenpopulationshemmenden Faktoren sind. Es führt daneben die
lichthemmende, hohe Partikelkonzentration durch die Calcitbildung
(KOSCHEL et al. 1987: "whiting", "seasonal
clouding"), die Bindung und Ausflockung organischer
Substanzen (gelöst und partikulär; KOSCHEL et al. 1983: "Selbstflockung")
und der damit verbunde Verlust an Nährstoffen (auch Phosphor)
zur "Selbstreinigung der Gewässer" bzw. zum
"Selbstschutz" (KOSCHEL et al. 1985, 1993).
Aus
den aufgeführten Punkten geht hervor, daß wahrscheinlich die
plötzlich zunehmende Nährstoffversorgung via versickerter
Niederschläge nach Eintritt höherer Temperaturen einen höheren
Trophiegrad als den oligotrophen verursachte, jedoch eine
fortschreitende (s.o.) Eutrophierung des Gewässers wegen der
oben aufgeführten Mechanismen unterblieb. Man könnte also in
diesem Fall von einer primären Meso- bis Eutrophie sprechen, die
sich in einer sekundären Oligotrophie darstellen kann, was auch
die geringen C/S- (fast vollständige Mineralisation, Abb.29) und
MCO3-Werte (ca. 30%) bekräftigen.
Die
spontan zunehmende biologische Produktivität wird dabei
hauptsächlich durch die Konkurrenz zwischen Phytoplankton und
gefälltem CaCO3 und infolge der stratigraphischen Lage im
unteren Teil des PLZ-Profils eventuell (Spätglazial ?) durch die
Temperatur bestimmt.
Es
kann während der Bildungszeit der Kalkmudde ein niedriger
Wasserspiegel angenommen werden, was in dem Fehlen einer
rhythmischen Struktur (BERGLUND & WILEY 1986; SULLIVAN 1983;
s.Kap.2.2.4.2; Diskussion s.Kap.5.1.2) und eventuell auch im
Schwefelgehalt (RUDD et al. 1986; SCHWOERBEL 1993: keine
ausgeprägte periodische oder ganzjährige Anoxie im Flachwasser)
begründet ist.
BERGLUND
(1971) nimmt zum Beispiel für die 1500 Jahre andauernde
Calcitfällung (homogene Kalkmuddenlage) während der Bölling-
und Alleröd-Wärmeschwankung im Becken Björkeröds Mosse
(S-Schweden) eine 2 m bis 3 m hohe Wassertiefe an. Die Bildung
von Laminierungen ist nach SULLIVAN (1983) in Seen mit einer
maximalen Wasserfläche von 20 ha schon bei 7 m bis 20 m
möglich, nach PACHUR & RÖPER (1987) generell schon bei 4 m.
Die
Intensität einer Calcitlösung unterhalb der Chemokline
kann somit als gering eingeschätzt werden, da dieser
Prozeß nur in sehr tiefen, oligotrophen Seen eine
Calcitakkumulation unterbindet.
Bleibt
noch die Frage nach dem Entstehungszeitraum dieses
Kalkmuddenbereiches. Die Bildung unter warmzeitlichen Bedingungen
bleibt unbestritten, wogegen die Annahme einer bölling- (z.B.
BERGLUND 1971: maximale Calcitfällung im Bölling-Interstadial)
oder/und typisch ällerödzeitlichen Kalkmudde wegen der schon
genannten Gründe nicht gesichert ist (keine absolute
Altersmarke im Sediment, etc.).
Da
die grob geschätzten Temperaturen während des
Meiendorf-Interstadials (MENKE 1968) und vergleichbare
Feldbefunde gegen eine präböllingzeitliche Ausbildung sprechen,
kann nur die Tatsache einer Klimaoszillation das Alter der
Kalkmudde begrenzen. Daher kommen die Wärmeschwankungen des Böllings,
Alleröds und/oder Präboreals in Betracht.
Ein
Vergleich ermittelter Sedimentationsraten datierter Sedimente mit
der Schichtmächtigkeit der Sez 2 erscheint aufgrund des
möglichen Zeitraumes nicht sinnvoll.
Sedimentzone
3: Sande
Die
auf die Kalkmudde folgenden drei Sandlagen mit unterschiedlichen
Korngrößenspektren stellen offensichtlich eine Unterbrechung
der warmzeitlichen Muddebildung dar, die auf eine labile
Klimaphase mit vorherrschend allochthonen Input minerogenen
Materials infolge fehlender oder lückenhafter
Vegetationsbedeckung zurückgeführt werden kann.
Von
einer möglichen Absenkung des Seebodens durch eventuelle
Austauvorgänge im Untergrund und nachfolgenden
Erosionsprozessen, in diesem Fall in drei Phasen, kann abgesehen
werden, da ein langandauernder Austauvorgang von Toteisresten
eher unwahrscheinlich ist (Kontakt mit fließendem Wasser,
s.Kap.2.2.4, s.Sez 1).
Eine
Senkung des Sedimentationsniveaus könnte auch durch
halokinetische Vorgänge ausgelöst werden, die jedoch für das
kleinräumige Untersuchungsgebiet ausgeschlossen werden können
(Kap.2.2.2).
Eine
weitere Erklärung wäre eine hohe Verdunstung während der
warmzeitlichen Verhältnisse (Sez 2), bei denen der
vorausgesetzte geringe Wasserspiegel eine zunehmende Erniedrigung
erfuhr und der Uferbereich einer Abtragung unterlag
(unterschiedliche Niederschlags- und Verdunstungsintensitäten,
Kap.2.4.2). Eine zunehmende Senkung der Wassertiefe erscheint als
Hauptursache für die minerogene Akkumulation unwahrscheinlich,
da sich dies nicht in einem so abrupten Wandel biogener zu
dreiphasiger minerogener (nichtkarbonatischer) Sedimentation
äußern würde.
Die
behandelte Sandlage gibt keinen Aufschluß über die
Wasserstände während der Sandakkumulation. Es gibt weder
Anzeichen eines terrestrischen Pflanzenbewuchses (Trockenfallen)
noch einen Beweis phytoplanktischer Produktion (Weiterbestehen
der Wassertiefe).
Ein
Vergleich der "Einbrüche" sämtlicher Parameter der
Kurvenverläufe (Abb.21a, 21b) mit den analysierten Werten der
ältesten Sande (Sez 1) ergänzen den Befund einer spätglazialen
Klimaverschlechterung. Nach USINGER (1981) zeichnen sich
spätglaziale Kälteperioden generell durch eine starke
Trockenheit aus und sind in Seesedimenten stärker ausgeprägt
als in der Vegetation.
In
Frage käme sowohl die durch wiederkehrende periglaziäre
Prozesse charakterisierte und 950 Jahre andauernde Dryas III-Periode,
die sich markant in zahlreichen Seesedimenten durch
hauptsächlich minerogene Sedimente (z.B. ZOLITSCHKA 1988:
Meerfelder Maar - W-Eifel) und durch eine geschwächte
Bioproduktion im Seewasser äußert, als auch die von
ZOLLER (1960 in OVERVBECK 1975: "Piottino-Schwankung")
erstmals im Tessin gesicherte Klimaschwankung während des
Präboreals (trocken-kalt) (vgl. BEHRE 1966 (Pollen);
OVERBECK 1975: S.666, Abb.262: geschätzte Temperaturkurve;
BERTZEN 1987: Tegeler See, Untersuchungen an Diatomeen; PACHUR
& RÖPER 1987: S.67, Abb.21: Tegeler See, Sauerstoffisotopen;
EICHER et al. 1991: S.132, Abb.132: Gerzensee - Schweiz,
Sauerstoffisotopen).
Welchen
Klimaeinbruch diese Sandlagen widerspiegeln oder ob andere hier
aufgeführte oder nicht angesprochene Ursachen doch in Betracht
gezogen werden müssen, kann nur mit Hilfe weiterer Kernungen im
Plötzensee oder biostratigraphischer Untersuchungen gesichert
bestimmt werden.
Sedimentzone
4 - 6 (7,65 m): Kalkmudde, Lebermudde
Mit
dem Vorkommen von ausschließlich organogenen
Stillwassersedimenten oberhalb der Sande (Sez 3) darf ein vollständiges
Ende der Seebeckengenese, eine von Toteisaustauvorgängen
unabhängige Sedimentation und ein endgültiges Eintreten
einer nacheiszeitlichen, temperierten Entwicklung
angenommen werden, da die Limnite bis zum Sedimenttop keine
ausgeprägten Kaltzeitindikatoren enthalten (Beginn der "Verlandungsphase",
Kap.2.2.4.2).
Der
scharfe Übergang zur Lebermudde (Sez 4) zeigt durch die
Erhöhung der organischen Substanz, des Wassergehaltes und des
Schwefelanteils, die in den darüberliegenden Sedimenten noch
zunimmt, die Tatsache einer klimatischen Besserung an.
Die
starke Zunahme der genannten Parameter und die daraus folgende
starke Erniedrigung des mineralischen, nichtkarbonatischen
Anteils findet sich in fast allen untersuchten Seesedimenten in
Europa und Nordamerika, wobei am meisten der starke Anstieg der
biologischen Produktion auf einer kurzen Distanz (Übergangszone)
auffällt (WETZEL 1970; BERGLUND 1971: Mölle Mosse - S-Schweden;
RAWLENCE 1988: Splan Lake - O-Kanada; MANNY et al. 1978;
PENNINGTON & LISHMAN 1984: Blelham Tarn - England; WHITEHEAD
et al. 1988: Wallface Pond - USA, N.Y.; AMMANN 1989: Hobschensee
- Schweiz; PROFT & KREY 1990: Kleiner Barsch-See -
Mecklenburg).
Der
Grund dafür ist in der Hauptsache in den wahrscheinlich
vergleichbaren Verhältnissen am Übergang zum Holozän zu suchen
(u.a. LIEDTKE 1981):
-
Beginn eines zunehmend warm-humiden Klimas (evtl. schwächere
Kälteeinbrüche möglich)
-
Erhöhung der Wasserspiegels (siehe unten)
-
erhöhte terrestrische und aquatische Photosyntheseaktivität
-
Ausbildung einer stabilen Vegetationsbedeckung und Besiedlung
durch wärmeliebende Pflanzen
-
Besiedlung und Stabilisation der Uferbereiche
-
starke Einschränkung denudativer Prozesse
-
Bildung humusreicher Böden
-
Pedogenese, Grundwasserbildung und Nährstoffanreicherung in
Gewässern
Trotz
dieser deutlichen Markierung im Sediment, die auf eine präborealzeitliche
Akkumulation deutet, muß weiterhin mit dem oben vermuteten
Beginn des Präboreals in der Sez 2 (Kalkmudde) gerechnet werden.
Anhand
der zunehmenden Wassergehalte zeigt sich, daß sie hauptsächlich
von den Anteilen an organischer Substanz bestimmt werden. Bei
älteren Limniten wirkt sich die tiefenabhängige Konsolidierung
nur gering auf den Wassergehalt aus.
Sehr
auffällig ist ebenso der steil ansteigende Kurvenverlauf des
Schwefelgehaltes. Die Inkorporation von Schwefel in das Sediment
wird nach BERNER (1981 in MÜCKE 1993) und RUDD et al. (1986) vor
allem durch folgende Faktoren beeinflusst:
-
Ausmaß anoxischer Bedingungen
-
Gehalt an organischem Material, das für die Bakterien verwertbar
ist
-
die Konzentration von SO4-Ionen im Wasser
-
Verfügbarkeit reaktiver Eisenkomponenten
Der
Gesamtschwefel setzt sich generell aus dem organisch gebundenen
Schwefel, dem sulfidischen Schwefel, dem elementaren Schwefel und
dem Sulfat-Schwefel zusammen. Sehr hohe Schwefelanreicherungen
wie in der Lebermudde des Plötzensees (ca. 11%) zeigen
reduzierte Bedingungen zur Zeit der Akkumulation an und liegen in
dem von der dominierenden Akkumulation und Zehrung von Corg
induzierten Sauerstoffdefizit begründet.
Das
unter diesen Bedingungen festgelegte Stoffwechselendprodukt der
Desulfurikanten, die SO4 als Sauerstoffquelle benutzen, ist
toxisches H2S, welches so lange an trivalentes Eisen (FenSm)
gebunden wird, wie Eisen im Wasser oder Sediment vorrätig ist
(GOLDMAN & HORNE 1983; SCHWOERBEL 1993).
Untersuchungen
von RUDD et al. (1986) zeigten hingegen, daß eine bevorzugte
Retention und Persistenz von organisch gebundenem Schwefel im
Sediment infolge eines größeren Verlustes von anorganischem
Schwefel aus dem Sediment stattfindet. Dies könnte auch das
Fehlen einer tiefschwarzen Färbung und einer Sapropelbildung im
Gegensatz zu den olivschwarzen Mudden erklären.
Die
Folge wäre eine organische (Verbindungen beispielhaft in
RUDD et al. 1986) sowie anorganische (FenSm) Festlegung des
im Seewasser meist gelösten anorganisch (SO4) und organisch
gebundenen Schwefels im Sediment.
Als
Nebeneffekt könnte dabei eine Wasserableitung im Hypolimnion
(Grundwasserspeisung, s.o.) eine Rolle gespielt haben, die
eine dauernde Wasser-, Sulfatzufuhr und eine Zufuhr organischer
Substanz aus dem Metalimnion gewährleistete.
Daraus
ableitend kann für die Übergangszone Sez 4 - 6 eine zunehmende
Wassertiefe und eine periodische bis permanente thermische
Stratifikation des Seewassers bestimmt werden (Meromixis ?),
die sich bei dem angezeigten sprunghaften Anfall an organischer
Substanz in niedrigen Redoxpotentialen äußerte. Dabei ist nicht
eindeutig zu klären, inwieweit die akkumulierte organische
Substanz für die abbauenden Organismen verwertbar war (THOMAS
1963; HELLMANN 1970) und die Zehrung von Corg von einem toxischen
Milieu gehemmt wurde (SCHWOERBEL 1993).
Ein
Sauerstoffdefizit wird aus morphologischer Sicht durch die
Beckenform gestützt (VOGT 1965 und STABEL 1986: Stechlinsee).
Die niedrigen C/S-Werte von ca. 3 sprechen ebenfalls für einen
hohen Zersetzungsgrad, der stark reduktive Verhältnisse und eine
teilweise Hemmung des Abbaus der organischen Substanz
verursachte.
Besonders
auffällig ist das diffuse Vorkommen von Karbonaten in der
Übergangszone Sez 4 - 5, das nur durch
eine kurzzeitige, physikochemisch-biogene Calcitfällung zu
erklären ist (s.o.).
Aus
der obigen Diskussion (Bedingungen der Calcitpräzipitation)
ergibt sich, daß die Bedingungen der Fällung zwar gegeben
waren, jedoch von entgegensteuernden Prozessen überlagert
wurden, was zur Ausbildung einer nur episodischen/periodischen
Calcitfällung und dem Fehlen von Karbonaten bis zum
Sedimenttop führte.
Auch
diese Erscheinung ist keine lokale Besonderheit und kann auf
folgende Ursachen zurückgeführt werden (BERGLUND 1971; MANNY et
al. 1978; PROFT & KREY 1990; ROZANSKI et al. 1988: Strazym -
N-Polen) :
-
starker Temperaturrückgang, verringerte Phytoplanktonaktivität,
erhöhter Kohlendioxidgehalt
-
Trophiewechsel, verringerte biologische Produktion
-
Reduzierung der Wassertiefe und Verlandung
-
vollständige Calcitlösung im Hypolimnion
-
Reduzierung der Wasserhärte infolge einer Abdichtung des
Seebodens gegen das Grundwasser (ombrogene Phase)
-
Reduzierung der Wasserhärte infolge einer verringerten
Calcitlösung im Einzugsgebiet
Als
mögliche Kälteschwankung könnte die "Piottino-Schwankung"
(s.o.) herangezogen werden, da die Parameter der Sez 4 - 6 ein
mindestens präböllingzeitliches Alter anzeigen. Es stellt sich
die nicht zubeantwortende Frage, warum die Corg- und S-Gehalte
eine Klimaoszillation nicht anzeigen.
Gegen
eine Wasserspiegelabsenkung und ein starkes Verlanden des Sees
spricht das Fehlen einer entsprechenden Mudde. Auch von einer
vollständigen Lösung der gebildeten Kristalle im Hypolimnion
bis heute kann aufgrund der schon genannten Gründe abgesehen
werden.
Eine
Abdichtung des Seebodens käme infolge der großen Tiefe des
Beckens (keine Grundwasserblänke) und der liegenden, sehr
geringmächtigen Mudden nicht in Frage.
Sehr
plausibel scheint dagegen ein erniedrigter Input von
Bikarbonat und essentiellen Elementen für die Bioproduktion
zu sein, was auf der geringen Größe des Einzugsgebietes,
auf dem Vorherrschen von auschließlich (karbonatarmen ?)
Sanden und Kiesen im kleinen Einzugsgebiet (trockene Periode
?) und auf einer stabilen Vegetation innerhalb der
Grundwasserscheide beruhen könnte.
Der
vermutete, verringerte Input an gelösten Stoffen läßt sich mit
Hilfe einer sehr groben Bestimmung der Sedimentationsrate
bestätigen (Beginn Präboreal 10.000 b.p.; JUNG 1990: 30%
Konsolidierung), die für den gesamten Kern oberhalb der Sez 3
eine durchschnittliche jährliche Zunahme von ca. 1 mm/a ergibt.
Dieser geringe Wert (s. Diskussion in Kap.4.1.2: Sez 54 - 65)
entspräche nur einer Sedimentation unter sehr nährstoffarmen
(z.B. BENGTSSON et al. 1977: See Trummen, Hinnasjön, Fiolen -
Schweden) oder dystrophen Bedingungen (z.B. PROFT & KREY
1990). Die Besiedlung des Seebodens durch Characeen und
der allgemeine Sedimentcharakter lassen letzteres
unwahrscheinlich erscheinen.
Aus
dem gesagten geht abschließend hervor, daß voraussichtlich
während der Ausbildung der älteren Lebermudden eine Änderung
des Stoffhaushaltes und des Metabolismus im See stattfand, die zu
nährstoffarmen Bedingungen führte und hauptsächlich auf ein zunehmend
entkalktes und nährstoffarmes Einzugsgebiet zurückzuführen
ist. Diese Änderung vollzieht sich sehr wahrscheinlich nach
einer starken Zunahme der Wassertiefe und ist nach Erreichen der
hohen Corg-Gehalte (ca. 34%) beendet.
Eine
Calcitlösung im Tiefenwasser könnte das Aussetzen der
Karbonate mitbewirkt haben.
Sedimentzone
6 (7,65 bis 6 m): Lebermudde
Mit
abnehmender Sedimenttiefe zeigen die Daten nur noch geringere
Wechsel in den Sedimentationsbedingungen an, die sich in der
stetigen Abnahme der Schwefelgehalte und der davon offenbar
abhängigen Zunahme der organischen Substanz widerspiegeln.
Die
Verringerung der S-Werte zwischen 7,72 m bis 6 m Sedimenttiefe
von 11,23% (!) auf ca. 2,21% sind in Bezug zu den Corg-Gehalten
eindeutig mit einer geringeren Wirkung anoxischer Bedingungen im
Tiefenwasser in Verbindung zu bringen. Mit ziemlicher Gewißheit
ist daraus eine stetige Abnahme der Wasserspiegelhöhe und
eventuell ein Wechsel meromiktischer zu dimiktischen
Bedingungen zu folgern oder eine größere Tiefenwirkung der
Dimixis.
Als
eventuelle Folge- und Nebenerscheinung könnte eine Abnahme
der Phytoplanktonproduktion eine Rolle dabei gespielt haben
(Verringerung des Mächtigkeit der trophogenen Zone ?), was auch
sehr gut mit der angenommenen Abnahme des Nährstoffeintrages in
den See korreliert. Unter diesen Voraussetzungen findet sich
keine Erklärung der zunehmenden C/S-Werte in der allgemeinen
Bedeutungszunahme der organischen Produktion im weiteren Verlauf
des Holozäns, sondern nur in der geringeren Festlegung von
Schwefel im Sediment.
Die
Verringerung der Wassertiefe, deren Gründe wahrscheinlich
klimatischer Art (Verdunstung, Niederschlag) waren, bleibt
aber offensichtlich die übergeordnete Ursache.
Sehr
deutlich werden die genannten Befunde (aus chemischer Sicht) mit
dem Farbwechsel der Limnite von olivschwarz zu
grauoliv-olivschwarz (Schichtung) belegt, woran möglicherweise
noch angezeigt wird, daß die Entwicklung oberhalb von 6 m
Sedimenttiefe nicht vollständig zum Erliegen kam.
Klimatisch
bedingte, variierende Wasserspiegelhöhen sind für die
Schwankungen der Kurvenverläufe aller Parameter in diesem
Bereich eine ausreichende Erklärung (vgl. Schwankungen der
Sauerstoffisotopenkurve zwischen 7000 u. 10.000 b.p.
[Grönlandeiskern] in DAANSGAARD et al. 1969 - Science 166:
S.380, Washington).
Daneben
kann es weiterhin zu schubweisen Nährstoffversorgungen
infolge von Wechseln in der Vegetationsbesiedlung und verschieden
hoher Niederschlagsintensitäten gekommen sein, die sich auf die
aquatische Produktion auswirkten. Ein Wechsel der Zufuhr
allochthoner mineralischer Substanz ist in diesem Zusammenhang
eine allgemeine Folgeerscheinung.
Sedimentzone
6 (6 m) - 23: Lebermudde
Der
große Mittelbereich ist eine typische Erscheinung in
Seesedimenten der temperierten Region und wird aufgrund der
geringen Änderungen in den Limniten aus sedimentologischer und
geochemischer Sicht als "Periode des trophischen
Gleichgewichtes" (MANNY et al. 1978) und als "Periode
ökologischer Stabilität" (MACKERETH 1965) betrachtet.
Die
Gründe für die Ausbildung dieses Bereiches liegen infolge der
Lage und Mächtigkeit im Sedimentprofil zweifelsfrei in den
stabilen Klima- und Vegetationsverhältnissen. Es herrscht
während der Akkumulation dieses Sedimentabschnittes ein Gleichgewicht
zwischen Seewasserchemismus, Stoffhaushalt auf der einen und
den gleichbleibenden geoökologischen Bedingungen im
Einzugsgebiet auf der anderen Seite (u.a. PENNINGTON 1981:
Englische Seen). MACKERETH (1965) nimmt generell für diese
Periode einen minimalen Transfer von anorganischen Partikeln in
den See an.
Neben
diesen Sedimentationsbedingungen, wahrscheinlich während der Vorwärme-,
Wärme- und eventuell noch Nachwärmezeit, sind die Limnite
nur durch Farbwechsel und eine mehrfache Änderung zu
feindetritusartigen Mudden charakterisiert. Dafür kann eine
Abhängigkeit der Sedimentationsbedingungen vom Zusammenspiel
zwischen den Temperatur-, Verdunstungs-,
Niederschlagsintensitäten und der Nährstoffestlegung im
bewaldeten Einzugsgebiet und den daraus resultierenden
Größen Wassertiefe, Trophiegrad und Nährstoffkonzentration
verantwortlich gemacht werden.
Großräumige
Verlandungen und Wasserspiegelerhöhungen und -senkungen wurden
in zahlreichen Gewässern für diese Phasen angenommen. Ein
Vergleich geschätzter oder ermittelter Temperatur- (T), Feuchte-
(F) und Wasserspiegelhöhen (W) während des mittleren Holozäns
(DAANSGAARD 1969 s.o.; WALTER & STRAKA 1970: T; OVERBECK
1975: T, F; BERTZEN 1987: T, F, W - Tegeler See; PACHUR &
RÖPER 1987: T, F, W - Tegeler See) gestattet aufgrund der stark
voneinander abweichenden Ergebnisse keine fundierten Aussagen.
Gesichert
erscheint dagegen das Klimaoptimum im Postglazial (Atlantikum),
das durch ein Temperaturmaximum im Holozän (LIEDTKE 1981: 2° -
3°C höhere Temp. als heute), verringerte Niederschlagshöhen
und eine Verlandung zahlreicher Seen geprägt ist (z.B.
BOEHM-HARTMANN 1973: Kleiner Ukleisee - Ostholstein; KALBE &
WERNER 1974: Kummerower See; zusammenfassend in THIENEMANN 1932
in FIRBAS 1949, WOLDSTEDT 1958 und WOLDSTEDT & DUPHORN 1974).
In diesem Zeitraum machte sich der Meerespiegelanstieg im
Binnenland infolge eines Rückstaues im Gewässernetz bemerkbar
(WOLDSTEDT & DUPHORN 1974).
Es
ergibt sich für Sez 18, 19 und 24 ein leicht erhöhter
Trophiegrad, der angezeigt wird durch schwarze, lockere
Feindetritusmudden, die relativ reich an organischer Substanz
sind. Für deren Bildung können Wasserspiegelschwankungen
(Input von Uferdetritus) sowie die zunehmende
Sedimentaufhöhung verantwortlich gemacht werden. Ein
episodischer allochthoner Eintrag als Folge von
Niederschlagsereignissen kann ausgeschlossen werden.
Aus
klimatischer Sicht korrspondieren diese Bereiche eventuell mit
warmen bzw. die dazwischen liegenden Lebermudden mit kälteren
Perioden (ZOLLER 1060 in OVERBECK 1975: "Misox-"
und "Piora-Schwankung").
BERTZEN
(1987) bestimmte z.B. für den Tegeler See (Diatomeen) z.B.
mehrere Wechsel von warm-feuchten zu trockenen Phasen und die
damit verbundenen Trophiestufenwechsel. In den Sedimenten des
Meerfelder Maares führte ZOLITSCHKA (1988) eine Zunahme der
klastischen Komponente auf die Schwankungen von ZOLLER (s.o.)
zurück.
Sedimentzonen
24 - 27: Lebermudde
Eine
Interpretation des jungen Sedimentbereiches erscheint nicht
einfach, da eine Änderung der Sedimentationsbedingungen
lediglich durch die Gehalte an organischer Substanz und die
Wassergehalte angezeigt wird.
Bei
der Deutung der abnehmenden Gehalte an organischer Substanz muß
berücksichtigt werden, daß eine Abnahme der analysierten Werte
nicht immer eine Abnahme der Produktivität anzeigt. Eine
reduzierte Festlegung von Corg im Sediment kann auch aus
zunehmenden anorganischen Gehalten resultieren, was nach
MACKERETH (1965) der Haupteinfluß der Verteilung des Corg ist,
insbesondere im oberen Sediment.
Es
spielt auch der Anteil an Huminstoffen, der mit dem Trophiegrad
korreliert, eine große Rolle an dem Abbau der organischen
Substanz (MÜCKE 1993), so daß letztendlich die Daten von Corg
bei gleichbleibenden Schwefelgehalten nichts über die
Produktivität aussagen können. Zudem wurden die
Wassergehalte in diesem suspensionsartigen, dünnflüssigen
Sediment nicht gemessen.
Die
Zunahme der Wassergehalte zum Sedimenttop läßt sich durch den
Einfluß der abnehmenden Konsolidierung erklären. Hier
zeigt der hohe Maximalwert von 95,8% H2O eine Bestätigung der
von PROFT (1992) ermittelten "FW-Sedimentstärke"
für nichtkarbonatische Sedimente aus Untersuchungen im
Stechlin-Seegebiet. Demnach liegt eine gute Korrelation des H2O-
zum Corg-, CaCO3-Gehalt, zum Trockenrückstand und zur Dichte
vor.
Ein
grober Blick auf die jungen Abschnitte untersuchter Seesedimente
(z.B. ZOLITSCHKA 1988; REGNELL 1989: Krageholmssjön,
Bussjösjön - S-Schweden; PENNINGTON 1981) zeigt eine große
Ähnlichkeit zu den am Plötzensee gewonnen Daten. Der
veränderte Sedimentchemismus wurde grundlegend mit
großflächigen Entwaldungsphasen und einer zunehmenden
Landnutzung im Einzugsgebiet in Verbindung gebracht.
Diese
bei zahlreichen Seesedimenten angenommenen anthropogen
modifizierten Sedimentationsbedingungen (CHROBOCK et al. 1983;
NITZ 1983: "Kolluviumsphase"), die allgemein
eine "Verdünnung" der untersuchten Gehalte durch einen
drastischen mineralischen, nichtkarbonatischen Input und zudem
eine starke Erhöhung der Sedimentationsrate zum Sedimenttop hin
verusachten, stehen aber nicht mit der aufgeführten
Nutzungsgeschichte des Einzugsgebietes des Plötzensees im
Einklang (s.Kap.2.4.3, 2.6). Sie lassen sich hier nicht mit einem
mehrphasig, hauptsächlich anthropogen bedingten
Sedimentabschnitt interpretieren, sondern können nur wage
vermutet werden (Holzentnahme für Teer- und Glashüttenbetrieb,
großflächige Entwaldungen [?] mit nachfolgender Aufforstung,
Brand).
Grundsätzlich
sind die allochthonen Bedingungen des zu- und abflußlosen
Plötzensees selbst bei kurzzeitig fehlender oder lückenhafter
Vegetationsdecke als gering einzuschätzen. Eine intensive
landwirtschaftliche Nutzung kann zudem ausgeschlossen werden,
da sich benachbarte Gebiete im Zechliner Raum weit besser
eigneten (Neigung, Distanz zum Grundwasser). Die ehemaligen,
über eine längere Periode unbewaldeten Flächen wurden wieder
aufgeforstet (s.Kap.2.6).
Ein
sehr wichtiger, natürlicher Faktor für eine Änderung der
Sedimentationsbedigungen ist voraussichtlich die zunehmende
Sedimentaufhöhung und Besiedlung durch Makrophyten im
Litoral- und wie man heute auch erkennt im Profundalbereich. Die
Folge ist eine Entwicklung zu einer höheren Trophie (HAKANSON
& JANSSON 1983), die wegen des heute noch vorhandenen
Klarwassersees als nicht sehr weit fortgeschritten gelten muß.
Erst
in den obersten Zentimetern wurde ein Wechsel zu leicht erhöhten
Schwefelkonzentrationen gemessen, die den starken Abfall der
C/S-Werte (Abb.29) verursachen. Eine Erklärung dafür sind erhöhte
Sulfatkonzentrationen im Seewasser, die durch atmosphärische
nasse und trockene Deposition hervorgerufen wurden und sich
im Sediment durch erhöhte S-Gehalte widerspiegeln (RUDD et al.
1986) (s.Kap.2.4.3). Diese Anreicherung wurde in rezenten
Sedimenten weiterer Seen gefunden (z.B. MENKE 1987: Heidmühlen -
Schleswig Holst.). Aus diesem Grunde können
Schwefelanreicherungen im jungen Sediment auch als Zeitmarke
gelten (KLEIN 1975 in SCHMIDT & ANDREN 1984).
Wie
in der zuvor beschriebenen Zone waren wahrscheinlich auch in
jüngster Vergangenheit Starkregen von geringer Bedeutung
für den Eintrag von allochthonem Material, insbesondere nach
Rodungen oder Bränden.
Als
weiterer Faktor einer natürlichen Entwicklung sei letzlich noch
der Temperatureinfluß der letzten Jahrhunderte genannt.
Bei näherer Betrachtung der Corg-Gehalte (Abb.21a, 21b) fällt
ein grundsätzlich abnehmender Trend der Werte oberhalb von 3,50
m (Klimaoptimum ?) auf, der durch die höheren Gehalte an
organischer Substanz innerhalb der Feindetritusmudden verwischt
wird.
Der
betreffende Zeitbereich des jungen Kernabschnittes ist klimatisch
durch die mittelalterliche Warmphase und durch die "Kleine
Eiszeit" 1850 n.Chr. (OVERBECK 1975) gekennzeichnet
(z.B. MEINKE & LATIV 1995, s.o.). Allgemein traten
feucht-kühle Bedingungen ein (LIEDTKE 1981).
Zusammengenommen
kann aus den Ergebnissen und der Nutzungsgeschichte des
Einzugsgebietes abgeleitet werden, daß der obere Teil des
Sedimentprofils eine weitgehend natürliche,
fortgeschrittene, eventuell von wenigen anthropogenen Einflüssen
beeinflusste Auf- und "Verlandungsphase"
(s.o.) repräsentiert.
5.1.2
Schwarzer See
Das
Sedimentprofil des Schwarzen Sees repräsentiert mit seinen
diversen Sedimentzonen (Abb.17, 18, 22a, 22b), insbesondere an
der Basis des Kerns, mehrere Wechsel der
Sedimentationsbedingungen, deren zeitliche Einordnung
sedimentstratigraphisch mit Hilfe der Laacher Bimstufflage
grundsätzlich möglich ist.
Sedimentzonen
1 - 5: Grobdetritusmudde, Sande
An
den kalkhaltigen, schwach humosen Seesanden an der Basis des
Profils bis 15,92 m Sedimenttiefe kommt offensichtlich eine Dominanz
periglaziärer-fluviatiler Prozesse unter kaltklimatischen
Bedingungen zum Ausdruck, als eine nicht ausgebildete oder
lückenhafte Vegetationsdecke eine Bodenstabilität im
Einzugsgebiet weitgehend verhinderte.
Der
Grobdetritusanteil in der unteren Sandschicht gibt zweifellos
einen Hinweis auf eine präallerödzeitliche Wärmeperiode
(Distanz zum Laacher Tuff) zur Zeit der Akkumulation der Sande
oder einer liegenden, nicht durchteuften Schicht. Hinweise auf
eine aquatische Biomasseproduktion fehlen jedoch, so daß
wahrscheinlich ein beckeneinwärts orientierter Input
terrestrischen, organischen und mineralischen Detritus von
den höher gelegenen Flächen in ein noch nicht wassergefülltes
oder noch eisbedecktes Becken vorherrschte.
Was
die absolute Zeitbestimmung anbelangt, so kann ein vergleichbar
mit den liegenden Sanden des Plötzensees geringeres maximales
Alter angenommen werden, da als deutlich von den
Alleröd-Interstadialbildungen getrennte spätglaziale Phase, die
ein Pflanzenaufkommen zuließ, nur die Meiendorf- oder
Bölling-Wärmeschwankung in Frage käme. Demnach kann das
Alter der liegenden Schicht nach dem älteren Intervall auf
13.600 Jahre b.p. (MENKE 1968: Zone 2a1) geschätzt werden.
Die
obere Grenze der wahrscheinlich durch höhere Temperaturen
bestimmte Lage liegt im Profil bei 16,43 m. Die hangenden,
schwach humosen Sande zeigen offensichtlich einen Rückgang zu
kaltklimatischen, periglaziären Prozessen (Umlagerung von
Schmelzwassersanden) im relativ zum umgebenden Relief tiefen
Becken (Tab.7) an.
Es
kann hier nicht geklärt werden, inwieweit subaerische
(Plombierung) oder im Untergrund aktive Eisaustauvorgänge
bei der Sedimentation der Sez 1 - 5 einen Einfluß hatten
oder schon abgeschlossen waren ("Niedertauphase",
Kap.2.2.4).
Sedimentzonen
6 - 18: Abfolge Kalkmudde, Kalksapropel, Schluff, Sande,
Tephralage, Kalksapropel
Mit
der Ausbildung der Kalkmudden bis 15,70 m unter Seegrund liegen
offenbar ähnliche klimatische Bedingungen und Verhältnisse im
Becken des Schwarzen Sees vor, wie während der Ausbildung der
Sez 2 (Kalkmudde, s.Kap.5.1.1) an der Basis des Plötzensees. Es
bestand vermutlich zur Zeit der Calcitakkumulation ein tiefes,
isoliertes (Vogelberg, s.Kap.2.2.3.2) und wassergefülltes
Becken mit einer geringen Wassertiefe und noch geringen
aquatischen biologischen Aktivität unter den schon genannten
Bedingungen im Einzugsgebiet ("Tieftauphase", s.
PLZ, Sez 2: Erhöhte Temperaturen, aufkommende Vegetation,
biochemische Verwitterung, etc.).
Zudem
ist ein starker Anstieg aller chemischen Parameter mit Abnahme
der Sedimenttiefe zu verzeichnen, was auf eine zunehmende
Eutrophie und der damit verbundenen erhöhten Bioproduktion
im Seewasser zurückgeführt werden kann. Schon für diesen
Zeitraum kann ein hoher Input gelöster Stoffe aus einem relativ
zum Plötzensee großen Einzugsgebiet in Erwägung gezogen
werden. Die Wassergehalte richten sich im gesamten älteren Kern
nach den Corg und MCO3-Gehalten.
Das
Maximum dieser Entwicklung findet sich in der rhythmisch
geschichteten Kalksapropellage Sez 9 (70% MCO3), deren
ursächliche Ausbildung im folgenden näher erläutert werden
soll.
Die
Bildung von rhythmisch geschichteten Limniten verlangt folgende
Randbedingungen (zusammenfassend in LUDLAM 1979: S.300, Abb.1;
SULLIVAN 1983: S.253, Abb.52, S.256ff.; BERGLUND & WILEY
1986: S.343ff.):
-
Fehlen bodenwühlender, benthischer Organismen
-
eine hohe Wassertiefe
-
kein Einfluß des Tiefenwassers durch wind- oder
starkregeninduzierte Strömungen oder Grundwasserzustrom
-
Meromixis, eventuell auch schwache Dimixis; das Hypolimnion ist
nicht von vertikaler Durchmischung betroffen
-
permanentes oder eventuell auch saisonales Sauerstoffdefizit im
Hypolimnion
Daraus
folgt, daß ein tiefer See in Relation zu seiner Oberfläche
(mathematisch dargestellt in HUTCHINSON 1957 in SULLIVAN 1983)
mit einer ausgeprägten Anoxie im Tiefenwasser ein ideales Becken
für die Bildung ferrogener, biogener oder thiogener Rhythmite
darstellt.
Der
hohe Karbonat- und Schwefelgehalt des Kalksapropels Sez 9, der
mit basisnahen, laminierten Kalkmudden anderer Seen (PACHUR &
RÖPER 1987; HICKMAN & WHITE 1989) vergleichbar ist und die
oben genannten Voraussetzungen lassen einige Aussagen über das
Milieu während der Akkumulation der Mudde und der nach oben
folgenden Sapropele zu.
Das
Vorhandensein einer hohen aquatischen Produktion (Meso-,
Eutrophie), einer zunehmenden Wassertiefe (Wechsel
Kalkmudde - Kalksapropel), einer fehlenden oder nicht das
Tiefenwasser beeinträchtigenden Zirkulation (Meromixis,
schwache Dimixis, vgl. LUDLAM 1979) und eines hohen
Mineralisierungsgrades (niedrige C/S-Werte) in der
Wassersäule bieten eine ausreichende Erklärung für das
Vorkommen von Schwefelanreicherungen innerhalb der
Kalkmuddenlagen. Aller Voraussicht kommen sie in Form von
Eisensulfiden vor, die sich in der schwarzen Färbung der Limnite
widerspiegeln.
Die
nach dem Trocknen des Sediments hervortretende feine Laminierung
(Abb.19) resultiert offensichtlich aus der in der Regel
vorliegenden saisonal differenzierten Sedimentation, wobei
nahe liegt, die helle Schicht der frühjährlichen, sommerlichen
Calcitfällung und die dunkle der herbstlichen, winterlichen
Anreichung von organischem Material zuzuschreiben.
Es
kann hingegen mit den vorgenommenen Analysen nicht geklärt
werden, in welchen Maße ferrogene Prozesse (dunkle Schicht =
saisonale Anoxie und FenSm-Fällung oder organische Fixierung,
helle Schicht = FeCO3 oder CaCO3) am Aufbau dieser Rhythmite
beteiligt sind. Die Erklärung einer dunklen,
eisensulfidischen und mit organischem Material angereicherten
Lage erscheint plausibel (vgl. z.B. PEGLAR et al. 1984: Diss
Mere - England).
Eine
zweite Deutung wäre ein erhöhter allochthoner oder litoraler
Eintrag von stärker zersetztem organischen Material. Von dieser
Möglichkeit ist abzusehen, da die im Profil (Abb.22a)
festgestellte abrupte Fixierung von Schwefel im Sediment mit
ziemlicher Gewißheit für eine seeinterne Genese
sprechen.
Die
morphologischen Voraussetzungen sind durch eine große Tiefe
der Depression (Tabelle 7; 43,32 m relative Höhe zwischen
der Kalkmuddenunterkante und dem umgebenden Relief) und durch
eine ausreichende Abdichtung des Untergrundes gegeben,
bedingt durch den im Bereich des Schwarzen Sees anstehenden Geschiebemergel
(s.Kap.2.2.3.2).
Das
Produktionsmaximum, das zweifellos einer Erwärmungsphase im
Spätglazial und einer initialen Auflandungsphase im Becken unter
Stillwasserbedingungen bei großer Wassertiefe entspricht,
wird durch die insgesamt fünf Zentimeter mächtige Sez 10 - 14
(Schluff, Sande, Ton, Laacher Tuff) unterbrochen und verläuft im
folgenden, wie die hangende Kalksapropellage Sez 15 zeigt,
annähernd ähnlich weiter. Für eine Deutung der Kaltzeit- oder
Toteisaustauindikatoren unterhalb der Tuffschicht ist der
zeitliche Rahmen der Schichten aufschlußreich.
Mit
der Akkumulation der Tuffschicht, die grundsätzlich eine
Parallelisierung von Alleröd-Ablagerungen im nordostdeutschen
Raum möglich macht (MARCINEK & NITZ 1973; s.Kap.2.2.4.2),
gehören die liegenden und hangenden, biogenen Kalksapropellagen
offenbar in das ca. 800 Jahre andauernde Alleröd-Interstadial,
das durch eine geschlossene Walddecke (Betula/Pinus) und
erhöhte Sommertemperaturen geprägt war (FIRBAS 1949).
Das
Ende der vorangegangenen, baumärmeren Älteren Dryaszeit
könnte im Sedimentprofil bei 15,92 m oder 15,70 m
Sedimenttiefe vorliegen und zeigt bis dort voraussichtlich
eine Sedimentation unter Aussetzen des Tieftauens und unter
Verstärkung der Bodengefrornis im Einzugsgebiet an (LIEDTKE
1981: Wiederkehr niedriger Temperaturen, geringe biologische
Produktion und Dominanz periglaziärer Prozesse nach der
Bölling-Schwankung). Der Zeitraum entspräche nach NITZ (1983)
und CHROBOCK et al. (1983) der "Konservierungsphase".
Eine Bestimmung der Grenze (11.900 b.p.) im Kern ist nur durch
weitere Untersuchungen (Pollenanalyse) möglich.
Sollte
eine markante Klimaverschlechterung die Sedimentation der Sand-
Ton- und Schlufflagen (Sez 10 - 13) vordergründig verursacht
haben, so läge innerhalb der Alleröd-Phase eine
Klimaoszillation vor ca. 11.300 Jahren vor.
Dies
entspräche der von CASPARIE & VAN ZEIST (1960 in OVERBECK
1975: Niederlande) und BERGLUND (1971: Ala - Alc) vermuteten Dreiteilung
(Kälterückschlag) gegenüber den bisherigen Vermutungen einer Zweiteilung
innerhalb dieser Periode (IVERSEN 1947 in OVERBECK 1975:
Dänemark; OVERBECK 1975: IIIa, IIIb nach Betula/Pinus
Verhältnis - NW-Deutschland; BERTZEN 1987). Der angenommene
Kälterückschlag äußert sich dabei in vorherrschender
minerogener Sedimentation. Die Tuffschicht liegt chronologisch in
der Mitte der Alleröd-Wärmephase.
Sehr
interessant ist in diesem Zusammenhang ein Vergleich der
Sedimentstratigraphie des Schwarzen Sees mit der
Sauerstoffisotopenkurve der Kalkmudden (Seekreide) des Gerzensees
(EICHER et al. 1991, Schweiz, s.o.). Die Kurve zeigt unterhalb
der Laacher Tephralage ein deutliches Minimum innerhalb der
relativ zur Pollenzone I und II allerödzeitlichen Maximalwerte.
Demgegenüber
stehen palynologische und Sauerstoffisotopen-Untersuchungen, die
als Ergebnis zunehmende oder gleichbleibende Temperaturen
während der gesamten Alleröd-Phase belegen (u.a. BEHRE 1966,
s.o.; OVERBECK 1975: S.666; PACHUR & RÖPER 1987:
S.67).
Neben
der durch Tieftauen charakterisierten Alleröd-Wärmeschwankung
(HENNING 1973; LIEDTKE 1981; NITZ 1983; s.Kap.2.2.4) kann als
weitere Ursache für die minerogene Sedimentation eine Senkung
des Seebodens mit nachfolgender Abrasion der Uferbereiche
infolge von Toteisaustauen in Erwägung gezogen werden. Weiterhin
ist zu bedenken, daß die Uferböschungen des tief
eingesenkten Beckens wahrscheinlich gravitative
Massenbewegungen förderten.
Ein
wichtiger Hinweis könnte in diesem Zusammenhang von den
feinkörnigen Bildungen ausgehen. Die gesamte eingeschaltete
minerogene Schicht besteht zur Hälfte aus tonigen bis
schluffigen Bildungen, wodurch anscheinend eine hohe
Wassertiefe (Akkumulation von suspendiertem Material)
angezeigt wird. Das Substrat könnte auf äolische Prozesse im
Einzugsgebiet oder auf Rutschungen hinweisen.
Abschließend
geht aus dem beschriebenen hervor, daß nicht geklärt werden
konnte, ob ein klimatischer und nachfolgend morphodynamischer
Faktor (Klimarezession), einzig allein die phasenhafte
Beckengenese (Toteisaustauen) oder Hangprozesse für die
Ausbildung der minerogenen Sedimente ausschlaggebend war.
Der
Wiedereintritt der Verhältnisse zur Zeit der Bildung des
unteren Kalksapropels (hohe Wassertiefe, hohe Bioproduktion,
etc.) erscheint oberhalb der Tuffschicht sehr spontan vor
sich gegangen zu sein, wie die Werte der laminierten bis diffus
gefleckten Sez 16 anzeigen (MCO3 von 32 auf 74%).
Dagegen
spricht die folgende diffus gefleckte bis fein laminierte
Kalkmudde für einen mehrmaligen Wandel der
Sedimentationsbedingungen. Die betroffene Sez 16 wurde deshalb
nachträglich in drei Abschnitte gegliedert. Den Voraussetzungen
der Ausbildung von Laminierungen (s.o.) kann nur ein in der Mitte
der Schicht (16b) klimatisch verursachter verringerter
Wasserspiegel (hohe Verdunstung) ohne Änderungen der
Phytoplanktonaktivität (hohe MCO3-Gehalte, geringe S-Werte) oder
ein erhöhter Zutritt von Wässern aus dem Einzugsgebiet
verzeichnet werden.
Insgesamt
gesehen repräsentiert die jüngere Hälfte des Alleröds (?)
oberhalb der Tufflage wahrscheinlich ein im Vergleich zur Sez 9 schwächeres
Klimaoptimum (s.Lit.zur Alleröd-Gliederung; vgl. BERTZEN
1987: S.45, Abb.11)..
Die
abnehmenden Gehalte aller Parameter der sandigen
Kalkmuddenschicht oberhalb von 15,45 m lassen einen Übergang zu
den hangenden Sanden vermuten und weisen auf eine Ende der
thermisch günstigen Periode hin. Die Gesamtmächtigkeit der
Kalkmuddensequenz beträgt somit 52 cm bzw. 31 cm bis 15,70 m.
Die Mächtigkeit und damit verbunden die Sedimentationsrate
deuten ebenfalls auf eine abgeschlossene
Alleröd-Wärmeschwankung hin (vgl. Kalkmudden in folgenden
Profilen: OVERBECK 1975: S.421, Abb.156, Profil 6 [Dannenberg], 8
[Seck-Bruch - Hannover]; PACHUR & RÖPER 1987: Teufelsee,
Krumme Lanke; EICHER et al. 1991, s.o.).
Sedimentzonen
19 - 24: Wechsel Kalkmudde und Sande
Auf
den ersten Blick läge eine Zuweisung der Sandschichten von 15,39
m bis 15,11 m (Sez 19 - 24) zum Kälteeinbruch der Jüngeren
Dryaszeit (DR III) sehr nahe, wenn nicht die zwischengeschaltete
laminierte Kalkmudde Sez 20 (71,50% MCO3, 9,8% org. Subst.),
jegliche Parallelisierung der Sand- und Kalkmuddenlagen zu
spätglazialen Phasen ausschließen würde. Es müssen offenbar
vom späteren Alleröd bis zum Präboreal verschiedene Prozesse
gleichzeitig oder im ständigen Wechsel die Sedimentation im
Becken bestimmt haben.
Da
für die DR III-Phase mehrfach eine ungegliederte, starke
Klimaoszillation angenommen wurde (kalt-trocken, mehr als 6°C
kühler als heute, u.a. WALTER & STRAKA 1970; OVERBECK 1975;
BERTZEN 1987; PACHUR & RÖPER 1987; MEINKE & LATIV 1995:
S.94, Abb.7), erscheint es, als ob während der gesamten
Akkumulationszeit von biogenen und minerogenen Sedimenten starke
Wasserspiegelschwankungen und/oder phasenhafte Senkungen
des Seebodens unter verschiedenen klimatischen Bedingungen
stattfanden (evtl. auch Rutschungen am Hang, etc.).
Der
sich meist stark hervorhebende, durch das einschneidende
Klimaereignis der Jüngeren Dryasperiode bestimmte
Sedimentcharakter kann demnach im unteren Teil des Profils des
Schwarzen Sees nicht gesichert abgegrenzt werden. Auf den
wichtigen Faktor der Morphologie des Beckens und der angrenzenden
Bereiche sei in diesem Zusammenhang nochmal hingewiesen.
Zusammenfassend
bestimmte wahrscheinlich der Klimaeinbruch der DR III-Periode
oberhalb von 15,45 m Sedimenttiefe den Wechsel von biogener zu
minerogener Sedimentation, der i. abrupt von einer Periode hoher
biologischer Aktivität abgelöst wurde (Sez 20) oder ii. eine
Wasserspiegelsenkung hervorrief (kalt-trocken), was zum Abtrag
und zur Sedimentation älterer Mudden (Sez 20) auf jüngeren
führte (Sez 19).
Sedimentzone
25 - 53: Kalkmudde
Die
stetige Zunahme aller Parameter legt das frühe Präboreal bei
mindestens 14,93 m fest, wobei der Übergang zu den thermisch
stabilen Verhältnissen wahrscheinlich mit dem Beginn der
rhythmisch geschichteten Kalkmudde und dem gleichzeitigen Anfang
eines plateauartigen Kurvenverlaufes der MCO3-Gehalte zum
Sedimenttop hin beendet ist (Abbildung 30, > 80% MCO3).
Eine
Erklärung für die Sedimentation der liegenden Sande Sez 26
(14,93 - 14,98 m), der Kalkmudde (Sez 25) und der darunter
liegenden, vierlagigen Sandschicht hätte eine sehr schwache
Datengrundlage (endgültiges Austauen von Eisresten, Ausgang DR
III, Kälterückschlag im Präboreal, Hangprozesse), nichtzuletzt
auch wegen der schwierigen Interpretation der Prozesse nach der
Sapropelbildung (s.o.).
Wird
der Übergang der Jüngeren Dryaszeit zum Präboreal bei 15,11 m
zugrunde gelegt (s.o. ii.: Erosion und Sedimentation älterer
Mudden - Sez 20), kann wage geschlossen werden, daß die Sandlage
Sez 26 die klimatische Unterbrechung im Präboreal ("Piottino",
s.o.) widerspiegelt.
Es
bleibt festzuhalten, daß die für das tiefe Becken, die ausreichende
Zufuhr gelöster Stoffe, insbesondere Ca(HCO3)2,
charakteristische Ausbildung von Rhythmiten den Bereich der schon
beim Sediment des Plötzensees angesprochenen "Periode
des trophischen Gleichgewichtes" (MANNY et al. 1978)
bzw. der "Periode ökologischer Stabilität"
(MACKERETH 1966) darstellt.
Die
Ausbildung der liegenden, diffus gefleckten Kalkmudde (14,42 -
14,81 m) korreliert offenbar mit dem frühholozänen
Übergangsbereich, d.h. wechselnde Anoxie (0% -1,38% S), nahezu stetig
zunehmende Wassertiefe und Produktion von Biomasse bzw. zunehmender
Trophiegrad (warm-feucht).
Augenfällig
ist das Aussetzen der Laminierung und die gleichzeitige
Verringerung der Schwefelgehalte. Dabei ist zu beachten, daß die
Ausbildung einer rhythmischen Struktur in den Limniten nicht
vollständig unterbunden, sondern von einem Wechsel von
Laminierungen zu diffusen Fleckungen abgelöst wird, mit einer
schwächeren Intensität der Schichtungen zum jüngeren, deutlich
helleren und schwach karbonatärmeren Sediment (schwarz zu
olivgrau). Die Abnahme des MCO3-Gehaltes oberhalb von 8,60 m geht
mit einer nach WETZEL (1970) und MANNY et al. (1978) für
kalkreiche Seen typischen Erhöhung der Gehalte an organischer
Substanz einher.
Offensichtlich
wurde der gesamte mittlere Bereich des Sedimentprofils des
Schwarzen Sees, der das mittlere Holozän repräsentiert,
durch eine stetige Abnahme der Produktion aufgrund einer schwach
verringerten Nährstoff- und gleichbleibender Ca(HCO3)2-Zufuhr
sowie wechselnder Intensität einer Stagnation geprägt.
Letzteres ist wahrscheinlich durch Auflandungsprozesse und
eventuell auch durch die Verdunstung bedingt, wodurch weiterhin
die Mächtigkeit der trophogenen Zone verringert wird (vgl.
PACHUR & RÖPER 1987: evtl. Aufhebung der Meromixis während
des Atlantikums).
Zu
erstaunlich ähnlichen Resultaten kamen HICKMAN & WHITE
(1989) am Spring Lake (O-Kanada), die das Aussetzen der
Laminierung in dem Kern auf 7100 Jahre b.p. datierten. Für das
Wiedereinsetzen von Rhythmiten ab 6800 b.p., sporadisch ab 5100
b.p., vermuteten sie erhöhte Temperaturen während des
thermischen Klimaoptimums als Hauptursache. Ebenso konnte ein
Aussetzen einer rhythmischen Struktur im jüngeren Sediment
aufgrund eines niedrigeren Wasserspiegels und einer erhöhten
Trophie im Spring Lake beobachtet werden. Auch von weiteren
Seesedimenten wurde ein endgültiges Aussetzen der Rhythmite im
jüngeren Teil des Atlantikums berichtet (PACHUR & RÖPER
1987: Unterhavel, Tegeler See; GEYH et al. 1971 in PACHUR &
RÖPER 1987: Schleinsee; KEMP & MUDROCHOVA 1972).
Die
teils sehr geringen Gehalte an Schwefel (Abb.35) deuten weiterhin
auf eine für den gesamten Bereich mäßig gute und wechselnde
(diffuse Fleckung) Konzentration an gelöstem Sauerstoff
im Hypolimnion hin, nichtzuletzt auch hervorgerufen durch die
geringe Zufuhr von Corg.
Eine
Zufuhr harter Wässer, die sich gegenwärtig an der aktiven
Quellinie am Südufer zeigt (Abb.10), ist höchst wahrscheinlich
durch einen Kontakt des zufließenden Grundwassers mit
Geschiebemergelschichten bedingt (SARATKA 1969; GAGEL 1915;
s.Kap.2.2.3.2).
Geringfügige
Änderungen der Corg-Gehalte wirken sich in diesem Bereich sehr
stark auf die C/S-Kurve in Abbildung 31 aus, die hier infolge der
gleichbleibenden Schwefelanteile nicht beachtet werden soll.
Die
bis ca. 5 m stark abnehmenden Wassergehalte sind offenbar das
Ergebnis einer zunehmenden Konsolidierung durch die
Sedimentauflast, die in ca. 8 m Tiefe einen Endzustand erreicht
hat (vgl. PROFT 1992: negative Korrelation der "Fw-Sedimentstärke"
zum MCO3-Gehalt).
Sedimentzone
54 - 65: Kalkmudde und Kalksapropel
Die
in Sez 54 einzig auftretende Feindetritusmudde begrenzt den
großen Mittelteil vom jüngeren, vermutlich anthropogen
beeinflußten Sediment (Abb.26, "Kolluviumsphase",
s.Kap.5.1.1). Hier zeichnet sich das Sediment durch einen sehr
geringen Anteil an organischer Substanz und MCO3 aus, was auf
einen plötzlich zunehmenden run-off im Einzugsgebiet
beruhte. Die 24 cm mächtige Feindetritusmudde gibt Hinweis auf
eine starke Eutrophierung oder einen hohen Eintrag zersetzten
organischen Detritus aus dem Litoral- oder näheren
Uferbereich, was eine Eutrophierung nach sich zieht.
Eine
Datierung der Mudde liegt nicht vor, aber mit Hilfe der
Nutzungsgeschichte kann das Zeitalter der Akkumulation abgeleitet
werden.
Als
mögliche Erklärung für die ca. 4 m tiefe Schicht kommen
großflächige, hochmittelalterliche Rodungen und die Besiedlung
des Zechliner Raumes zwischen 600 und 1419 n.Chr. (Gründung des
Ortes Flecken Zechlin 1300), die Wiedergewinnung der
Ackerflächen im 18.Jahrhundert während der Neubesiedlung (Teer-
und Glashüttenbetrieb) oder die Seespiegelabsenkung 1879/1880 in
Frage (nachfolgende Selbsteutrophierung). Ein älterer
anthropogener Einfluß auf das Sedimentationsgeschehen ist
unwahrscheinlich (s.Kap.2.6).
Daraus
ergeben sich durchschnittliche Sedimentationsraten (Seeboden bis
4 m Tiefe) von 7 mm/a für die Besiedlung vor 1419 n.Chr., von 19
mm/a für die Neubesiedlung um 1780 und von 34,8 mm für die
Seespiegelabsenkung 1879/80. Die durchschnittliche
Sedimentationsrate bis 14,93 m Tiefe (hier Beginn Präboreal [?]
um 10.000 b.p.) liegt im Schwarzen See bei 1,9 mm/a unter Annahme
einer Konsolidierung der Limnite um 30% (JUNG 1990).
An
datierten Seesedimentkernen (ERLENKEUSER & WILLKOMM 1970 in
LIEDTKE 1981; KEMP & MUDROCHOVA 1972; SÄNGER & GORHAM
1972; KEMP et al. 1974; PENNINGTON et al. 1974; BENGTSSON &
PERSSON 1978; MANNY et al. 1978; PENNINGTON 1981; JUNG 1990)
konnten Sedimentationraten zwischen 0,17 mm/a und 13,4 mm/a
ermittelt werden mit einer meist sehr starken Zunahme der Rate in
den letzten Jahrhunderten bis Jahrtausenden (z.B. PENNINGTON
1981).
Bleibt
festzuhalten, daß die Änderung des Sedimentchemismus bei 3,94 m
unter Seeboden offensichtlich auf erste menschliche
Aktivitäten im Mittelalter in Form von Rodungen und Bränden
im Einzugsgebiet zurückzuführen sind. Es läßt sich nicht
klären, in welchem Maße das mittelalterliche Klimaoptimum
eine Änderung der Sedimentationsbedingungen beeinflußte.
Die
weitere Nutzungsgeschichte im Rheinsberger Gebiet ist nach
KRAUSCH & ZÜHLKE (1974) durch einen postmittelalterlichen,
gering anthropogenen Einfluß geprägt. Der Trend der Gehalte
(Abb.22a, 22b) und Abbildung 11 lassen dagegen auf einen nach dem
ersten Ereignis bei 4 m Sedimenttiefe erhöhten allochthonen
Input bis zum Tiefenmeter 0,6 schließen. Hier weisen die
Kalkmudden oberhalb von 2,13 m erstmalig nach dem mittleren
Holozän (s.o.) wieder Laminierungen auf.
Die
zahlreichen Schichten unterschiedlicher Sedimentcharakteristik
zeigen in diesem Bereich bis zum Seegrund stark wechselnde
Sedimentationsbedingungen an. Aus chemischer Sicht erfährt die
jüngere Entwicklung des Sees erst bei 0,58 m eine starke
Veränderung. Der hier nochmals erniedrigte Karbonat- und
Wassergehalt repräsentiert möglicherweise die Seespiegelabsenkung
1879/1880, wodurch ein stark erhöhter Input mineralischen
Materials und eine Nährstoffzufuhr hervorgerufen wurde
(Abrasion und Mineralisation der in den Mudden festgelegten
Nährstoffe) (vgl. Seespiegelabsenkung im Stechlinsee, VOGT 1965
und im Meerfelder Maar, ZOLITSCHKA 1988). Auch die auf dieser
Grundlage errechnete durchschnittliche Sedimentationsrate von 5
mm/a bleibt in einer vorstellbaren Größe.
Klimatische
Schwankungen wirkten zudem weiterhin auf den
Akkumulationsprozeß der ersten zwei Sedimentmeter (s.Kap.5.1.1,
Sez 24 - 27), der vermutlich größtenteils durch den Menschen
bestimmt wurde.
Die
ersten Zentimeter markieren die anthropogen und durch
Auflandungsprozesse gesteuerte Entwicklung zum heutigen,
eutrophen, flachen See. Dabei stehen sicherlich die Einträge
ungereinigter, häuslicher Abwässer und die Austräge aus dem
ländlichen Areal in den letzten Jahrhunderten im
Vordergrund. Die Faulschlammbildung ist in diesem
Zusammenhang ein Indikator für übermäßige Stickstoff- und
Phosphoreinträge in den See (FÖRSTNER & MÜLLER 1974a;
HUTCHINSON 1970 in GOLDMAN & HORNE 1983: "kulturelle
Eutrophierung"; Kap.2.4.3). Damit ist eine Veränderung
in der Planktonzusammensetzung im See verbunden (MUNAWAR &
WEISSE 1989: Nordamerik. Seen; KASPRZAK et al. 1993: Feldberger
Haussee - Meckl.-Vorp.).
Weiterhin
bieten die Tiefenverhältnisse des Sees, vergleichbar mit
denen des Dagowsees (s.Kap.2.4.1) eine gute Voraussetzung für
eine hohe Eutrophierung. Diese anthropogene, sprunghafte Zunahme
der Produktivität ist nach WETZEL (1970) mit der Eutrophierung
im Spätglazial vergleichbar.
Gegenwärtig
wird der Metabolismus des Sees durch den hohen Eintrag von
Nährstoffen, die Abfuhr epilimischen Wassers und die starke
Durchmischung infolge der geringen Wassertiefe und des
Motorbootbetriebes bestimmt.
Zusammenfassend
können aus der starken Änderung der Sedimentparameter unterhalb
des Mittelbereiches des Profils (Mittleres Holozän) mehrere
kurzfristige und wahrscheinlich hauptsächlich anthropogen
beeinflußte Wechsel der Sedimentationsbedingungen im jüngeren
Holozän abgeleitet werden, die mit Änderungen der
Sedimentationsbedingungen anderer Seen (seit 5000 b.p.)
vergleichbar sind (BEETON 1965: Nordamerikanische Seen; BENGTSSON
& PERSSON 1978: Bergundasjön - Schweden; PENNINGTON 1981;
REGNELL 1989; Südschwedische Seen). Eine genauere zeitliche
Zuordnung und Quantifizierung der Veränderungen wäre durch
weitere Analysen möglich (z.B. OCHSENBEIN et al. 1983).
5.2
Belastung der Seesedimente mit Schwermetallen
Die
relativ zum rezenten Sediment geringen Konzentrationen an
Cadmium, Kupfer, Blei und Zink sind in den tieferen Limniten
annähernd konstant, so daß dort offensichtlich die
lithologischen und hydrochemischen Einflüsse des Einzugsgebietes
zum Ausdruck kommen (HELLMANN 1970; FÖRSTNER 1978: geogener,
präzivilisatorischer Anteil). Die gemittelten Werte der Basis
und des mittleren Profilbereiches (je nach Abweichung der Gehalte
voneinander und Anzahl der Werte 2, 3 oder maximal 4 Proben)
können demnach als "background"
gelten (Abb.36, s.Kap.3.5.6).
Als
generelle Vergleichsbasis werden im folgenden der geochemische
Standardwert für Tongesteine nach TUREKIAN & WEDEPOHL
(1961), der einen "einfachen und globalen Vergleich"
bietet, jedoch regionale Verhältnisse nicht beachtet (FÖRSTNER
& MÜLLER 1974a), gemittelte Grundwerte mehrerer
europäischer und amerikanischer Seen nach HAKANSON (1980) und
einige Untersuchungen von Seesedimenten beispielhaft verwendet.
Auf eine Aufführung weiterer gemittelter Grundwerte wird
verzichtet, da die angegebenen präzivilisatorischen Gehalte von
Cadmium, Kupfer, Blei und Zink meist nicht sonderlich voneinander
abweichen (z.B. FÖRSTNER & REINECK 1974 in JÄPPELT &
STEFFEN 1984; FÖRSTNER 1977; F™RSTNER 1978; FÖRSTNER
& SALOMONS 1981 in SCHMIDT 1987; PACHUR & RÖPER 1974).
Als
Schwierigkeit beim Vergleich der "background"-Werte
des Plötzensees mit denen des Schwarzen Sees oder mit Werten
anderer Seesedimente führt HELLMANN (1970) generell die
unterschiedliche Zusammensetzung der Sink- und Schwebstoffe,
wechselnde Eh- und pH-Bedingungen und eventuelle
Remobilisierungen von Metallen aus dem Sediment auf. Aus diesen
Gründen kann der "background keine konstante Größe"
sein (HELLMANN 1970). Hier spielen wahrscheinlich die hohen
Karbonat- (SZS) und Corg-Konzentrationen (PLZ) der Proben eine
Rolle. Die Möglichkeit einer Umlagerung von Sedimenten (JÄPPELT
& STEFFEN 1984) kann für die untersuchten Sedimente
weitgehend ausgeschlossen werden.
Auf
eine rechnerische Abstimmung der Schwermetall-Konzentrationen auf
einen MCO3- oder Corg-Wert (SCHMIDT 1987:
"Verdünnungs-", Anreicherungseffekt) kann verzichtet
werden, da die älteren Proben unter anderem nach ihrer
Mineralzusammensetzung ausgesucht wurden (ähnliche Corg- und MCO3-Gehalte,
Abb.27, 28). Die maximale Abweichung der Parameter beträgt ca.
30% MCO3 (SZS) und wird berücksichtigt.
Zur
Beurteilung der Schwermetallanreicherungen sind in der Tabelle 8
die durchschnittlichen Gehalte der Basis, die Gehalte des
jüngsten Sediments und Vergleichswerte und in Tabelle 9 die
Maximalgehalte und einige Grenzwerte gegenübergestellt.
Tabelle
8: Gehalte und Anreicherungsfaktoren der Schwermetallgehalte im
Sediment des Plötzensees, Schwarzen Sees und Vergleichswerte
Gemittelte
Basiswerte der Profile (Spalte 3, 6), Gehalte in 0,03 m Tiefe
(Spalte 4, 7), Anreicherungsfaktoren (Spalte 5, 8: Anreicherung
zum Tongesteins-Standard/Anreicherung zu gemittelten Basiswerten;
Faktor 1 entspricht den Basiswerten), Tongesteins-Standard
(Spalte 1), durchschnittliche Gehalte amerikanischer und
europäischer Seen (Spalte 2) - s.Text.
Tabelle
9: Bewertung der Schwermetallgehalte
Werte
in mg/kg: Plötzensee Maximalgehalte; Schwarzer See
Maximalgehalte; "Holland-Liste" nach GRAVENHAGE
(1983 in WEBER & NEUMAIER 1993: S.155, Tab.12): A =
Referenzkategorie, B = Kategorie für nähere Untersuchungen, C =
Kategorie für Sanierungsmaßnahmen; Richtwerte für Kulturböden
in VDI-KOMMSSION (1984: S.286): A = häufig, B = tolerierbar, C =
kontaminiert; Grenzwerte der Klärschlammverordnung der
BRD (1982 in SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989: S.305, Tab.83);
Grenzwerte für Böden in der Klärschlammverordnung der
BRD (1982 in SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989: S.305, Tab.83)
5.2.1
Plötzensee
Die
"background"-Gehalte der Sedimente des
Plötzensees liegen deutlich unter und für Cadmium
(Minimalgehalt 0,4 mg/kg, Durchschnittswert 0,7 mg/kg) etwas
über dem Tongesteins-Standard (Abb.35, Tab.8).
Augenfällig
ist der Anstieg des Zink- und Cadmiumanteils zum älteren
Sediment (7,50 m), während die anderen Metalle in der Tiefe
keine Änderung zeigen. Hier kommt wahrscheinlich die bevorzugte
Bindung der Zink- und Cadmium-Ionen unter reduzierenden
Bedingungen als ZnS bzw. CdS (11,23% S) zum Ausdruck
(SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989).
Die
stark tiefenabhängigen und deutlich übereinstimmenden
Konzentrationsanstiege bei 1,25 m Sedimenttiefe weisen deutlich
auf anthropogene Verschmutzungseinflüsse hin, die sich in zwei
Phasen darstellen.
Die
erste Anreichung wurde in 1,25 m Sedimenttiefe gemessen
und kann zwanglos historisch interpretiert werden. Es wurde in
Kapitel 4.1.1 eine durchschnittliche Sedimentationsrate von unter
1 mm/a ermittelt, die möglicherweise zum jüngeren Sediment hin
eine geringe Erhöhung erfuhr. Wird eine Akkumulation von 1 mm/a
zugrunde gelegt, so errechnete sich ein prämittelalterlicher und
bei Verdopplung der Rate ein hochmittelalterlicher
Akkumulationzeitpunkt. Eine weitere Erhöhung der in der
Realität wahrscheinlich sehr geringen Sedimentationsrate
erscheint nicht sinnvoll, weswegen ein Zusammenhang zwischen der
Anreicherung und dem Betrieb von Teer- und Glashütten
zweifelhaft erscheint. Somit kann die erste gemessene
Anreicherung nur auf die zahlreichen Großbrände seit der
frühen Besiedlung des Zechliner Raumes zurückgeführt werden
(s.Kap.2.6). Durch den Verbrennungsvorgang wurden gasförmige und
partikuläre Stoffe direkt auf der Wasseroberfläche sowie im
Einzugsgebiet trocken und mit den Niederschlägen akkumuliert
(VDI-KOMMISS.REINH.LUFT.1984).
Für
die jüngere Anreicherung von Schwermetallen bis 20 cm
Sedimenttiefe, aus der sich Anreicherungsfaktoren zwischen 3,5
(Cd) und 8,5 (Zn) errechnen lassen (für Pb wahrscheinlich noch
höher) kommen ausschließlich anthropogen erhöhte atmosphärische
Depositionen als Ursache in Frage. Aufgrund der Lage des zu-
und abflußlosen Beckens können im kleinen, kaum intensiv
genutzten Einzugsgebiet weitere Quellen ausgeschlossen werden.
Dabei
spielte voraussichtlich für eine erste Anreicherung die Deposition
von Schadstoffen seit Inbetriebnahme der Teer- und Glashütten
in der näheren (Kleiner Wumm-See, Großer Wumm-See) und weiteren
(fast im gesamten Rheinsberger Seengebiet) Umgebung des
Plötzensees eine große Rolle (vgl. MICHLER 1981 in SCHMIDT
1987: Großer Arbersee - Bayern; OCHSENBEIN et al. 1983: Blelham
Tarn - England; VDI-KOMMISS.REINH. LUFT.1984: S.61ff.). Neben
lokal erhöhten Schadstoffgehalten in der Atmosphäre durch den
eigentlichen Verbrennungsprozeß ist mit einer starken
Schwermetall-Emission durch Zusätze für die Färbung der
Gläser zu rechnen.
Es
kann weiter davon ausgegangen werden, daß die zahlreichen
großflächigen und kleinräumigen Brände eine
Konzentrationserhöhung von gasförmigen und partikulären
Spurenelementen in der Luft bedingten.
Für
die Zunahme der Konzentrationen in den ersten 50 Zentimetern des
Profils war eventuell neben "Long-Range-Transporten"
seit dem Beginn des Industriezeitalters (s.Kap.2.4.3) untergeordnet
der nahegelegene Straßenverkehr ausschlaggebend. Der direkt
am Plötzensee gelegene Weg wird kaum befahren (Angler, Förster)
und die mäßig befahrene Straße im Süden des Plötzensees
(Abb.4) weist eine Distanz zur Wasserfläche von mehr als 60 m
auf (VDI-KOMMISS.REINH.LUFT.1984: S.199., Tab.42;
SCHEFFER-SCHACHTSCHA-BEL 1989: S.309, Abb.171).
Interessant
ist der gleichzeitige Anstieg der Schwefelanteile in den ersten
50 cm, der als weiterer Indikator die Einträge von
Luftverunreinigungen seit dem Industriezeitalter belegt (KLEIN
1975 in SCHMIDT & ANDREN 1984).
Da
im Luv der Hauptwindrichtungen in der näheren und weiteren
Umgebung gegenwärtig keine bedeutenden Emittenten für
Spurenelemente liegen bzw. lagen, fällt im Gegensatz zu
Ballungsgebieten (z.B. FÖRSTNER & MÜLLER 1974a: S.152,
Tab.3: Schwermetalle in Tonsedimenten der Bodenseezuflüsse;
SCHMIDT 1987: S.177, Abb.87: Beispielseen im Ruhrgebiet, in
Berlin und in Hamburg) und zu stark vorbelasteten Einzugsgebieten
(z.B. MATSCHULLAT 1989: z.B. Söse-Vorbecken - Harz) die
Anreicherung in den rezenten Sedimenten des Plötzensees gering
aus.
Andererseits
wurden im Sediment unbelasteter Seen Anreicherungsfaktoren von 1
- 2 ermittelt (SCHMIDT 1987: S.177, Abb.87: Seeburger See). Für
regional differenzierte Belastungen sind vermutlich klimatische
Parameter (vorherrschende Windrichtungen, Niederschlagshöhe)
ausschlaggebend (regionale Vergleichswerte für Blei z.B. in
HELLMANN 1974; FÖRSTNER & MÜLLER 1974b: S.158ff.; AHRENS
1983).
Die
wichtige Rolle des atmosphärischen Inputs, selbst bei Seen die
einen Zufluß belasteter Wässer aufweisen, belegten u.a. SCHMIDT
& ANDREN (1984) am Beispiel nordamerikanischer Seen. Es
konnte weiter gezeigt werden, daß z.B. der Eintrag von Blei
über die nasse stets höher als über die trockene Deposition
ist (HODSON et al. 1984).
Weiterhin
sind hydrologische und pedologische Gegebenheiten des
Einzugsgebietes von Wichtigkeit. Die vorherrschenden Sande im
Einzugsgebiet des Plötzensees besitzen nach BLUME & BRÜMMER
(1991 in BLUME 1992, pH = 4 - 5) eine geringe bis mittlere
Bindungsstärke des Bodens für die analysierten Metalle. Ein
Eintrag via Grund- und Interflow-Wasser in den Plötzensee wurde
nicht bestimmt. Unter Annahme effluenter Verhältnisse erfolgt
ein erhöhter "atmosphärischer" Eintrag.
Was
die absoluten Konzentrationen anbelangt (Tab.5, 6 - Anlage), so
nehmen die Sedimente des Plötzensees mit den sehr hohen Anteilen
an organischer Substanz (Abb.21a, 21b) eine Sonderstellung unter
den Seesedimenten ein. Durch die Inkorporation und Sorption von
Schwermetallen an organischem Material werden unter Umständen
erhebliche Mengen von Metallen selektiv fixiert und dem Sediment
in sehr stabiler Verbindung zugeführt (CAHILL & SHIMP 1984;
SIGG et al. 1987: S.121, Abb.3; MÜCKE 1993: S.113ff.).
Die
Akkumulation von hauptsächlich organischem Material im
Plötzensee erklärt damit die relativ zum Schwarzen See
hohen geogenen und anthropogen Schwermetallanteile.
Desweiteren
spricht die geschätzte geringe Sedimentationsrate (s.o.)
eventuell für einen weiteren Konzentrationsanstieg.
Das
Abknicken der Gehaltskurven in 20 cm Tiefe (Abb.36) läßt darauf
schließen, daß das Maximum des atmosphärischen Inputs von
Schwermetallen in den See vor einigen Jahren erreicht war.
Insgesamt
läßt sich eine mäßige (Cd, Cu) bis mittlere (Zn, Pb [n.n. an
der Basis]) Anreicherungsintensität von Schwermetallen im
Sediment des PLZ beurteilen (PACHUR & RÖPER 1987, S.113,
Abb.26). Aus Tabelle 9 ergibt sich nach den Werten der
"Holland-Liste" für die Maximalgehalte des
Plötzensees eine Anreicherung innerhalb der Referenzkategorie
(Cu) und der Kategorie für nähere Untersuchungen (Cd, Pb, Zn)
(vgl. Grenzwerte für Kulturböden und Böden in Tab.9 und
Spannweiten der Schwermetallgehalte in Seesedimenten in FÖRSTNER
1987: S.18, Abb.4).
5.2.2
Schwarzer See
Es
fallen zunächst die im gesamten Profil sehr hohen Cd-Gehalte auf
(3,3 - 4,6 mg/kg), die im zu den in Tabelle 8 angegebenen
präzivilisatorischen Vergleichswerten (0,3, 0,58 mg/kg) um den
Faktor 14 (!) bzw. 7,2 höher liegen. Da die Gehalte des älteren
Sediments die lithologischen Einflüsse des Einzugsgebietes
widerspiegeln, muß grundsätzlich von einem sehr hohen
geogenen Anteil ausgegangen werden.
Aus
den geologischen und hydrologischen Gegebenheiten und dem Alter
des Sediments (kein anthropogener Einfluß, keine Versickerung
oder laterale Zufuhr belasteter Wässer) wird deutlich, daß der
das Becken des Schwarzen Sees unter- und umlagernde Geschiebemergel
(s.Kap. 2.2.3.2) für den seespezifischen "background"
verantwortlich gemacht werden muß.
Werte
dieser Größenordnung (bis 11,0 mg/kg) wurden z.B. von TURTELOT
et al. (1964 in FÖRSTNER & MÜLLER 1974) in Betoniten
bestimmt (vgl. SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989: S.318ff.). Eine
erhöhte geogene Cd-Belastung ist bei glazialen Sedimenten unter
der Voraussetzung eines geringen pH-Wertes in den Böden des
Einzugsgebietes möglich und damit für den Schwarzen See eher
unwahrscheinlich. Außerdem bewirkt der sehr hohe
Karbonatanteil der Proben vermutlich eine "Verdünnung"
der Schwermetallgehalte (s.u.), was für eine erniedrigte
Konzentration von Cadmium im Sediment spricht. Daraus ergibt
sich, daß weitere Faktoren die hohen Konzentrationen von Cadmium
im älteren Sediment bedingen.
Als
Deutung für die hohen Cd-Konzentrationen käme eine elementspezifische
Anreicherung während des Sedimentationsvorganges in Frage,
deren Vorgänge unbekannt sind. Als weitere Erklärung könnte
ein Meßfehler angenommen werden, wofür die Zugabe von
Säure bei der Analyse verantwortlich zu machen wäre. Letzteres
wird durch zahlreiche Messungen, bei denen sich ähnliche Fehler
ergaben, und durch den unterschiedlichen Kurvenverlauf von
Cadmium und Zink bestätigt (H.HEINRICHS, mündl.Mitt.). Im
folgenden wird davon ausgegangen, daß ein Meßfehler vorliegt.
Die
geringen Cu-, Pb- und Zn-Gehalte der tieferen Proben (Tab.
8: Basis) stellen voraussichtlich einen repräsentativen
"background" (Basiswerte) für
die kalkreichen Sedimente des Schwarzen Sees dar, wobei die
Kupfer- und Zinkanteile als sehr niedrig eingestuft werden
können (vgl. Spalte 1, 2 mit 7 in Tab.8). Sehr wahrscheinlich
zeigt sich an den sehr niedrigen geogenen Anteilen (vgl. SZS
Basis, PLZ Basis in Tab.8) eine Abhängigkeit zum organischen
bzw. karbonatischen Gehalt.
Durch
eine biogen induzierte Kalkfällung kann es zur Copräzipitation
von Metallen kommen (FÖRSTNER & WINKLER 1982). Diesen
Prozeß schätzte u.a. FÖRSTNER (1978) als unbedeutend ein. Es
liegt dagegen eher eine "verdünnende" Wirkung der
Karbonate auf Schwermetallanreicherungen vor, so daß beide
Parameter eine negative Korrelation zeigen (FÖRSTNER 1978;
SCHMIDT 1987).
Die
niedrigen Basisgehalte können außerdem durch eine hohe
Sedimentationsrate erklärt werden (s.Kap.4.1.2).
Die
erste Anreicherung im Tiefenmeter 2,15 repräsentiert
wahrscheinlich den Zeitraum der postmittelalterlichen
Besiedlungen des Zechliner Raumes, der durch Rodungen, Brände
und Teer- und Glashüttenbetriebe geprägt war (vgl.
Plötzensee). Eine genauere Rekonstruktion der Einträge nach
historischen Ereignissen erscheint jedoch mit den vorliegenden
Daten sehr schwierig.
Die
Schwankungen der Werte bis zum Anstieg der Metallgehalte in 50 cm
Tiefe können das Resultat unterschiedlich hoher Einträge von
allochthonem Material sein (s.Kap.5.1.2,
"Verdünnung"). Auch die Höhe der Karbonatgehalte hat
vermutlich eine (untergeordnete) Wirkung auf den Kurvenverlauf.
In
Kapitel 5.1.2 wurde angenommen, daß die Veränderungen der
Sedimentparameter oberhalb 4 m Sedimenttiefe mit der kulturellen
Entwicklung des Einzugsgebietes zusammenhängen. Es wurde
hingegen in der Probe SZS 2,1/3 keine Anreicherung von
Spurenelementen festgestellt (Abb.36). Daraus folgt, daß eine
ältere Markierung in dem Profil entweder nicht erscheint, weil
in dem Bereich zwischen 3 m und 4 m keine Schwermetalle
analysiert wurden (3 - 4 m) oder daß die Veränderungen des
Sedimentchemismus erst oberhalb von 2,15 m bzw. von 3 m
Sedimenttiefe auf Aktivitäten des Menschen zurückzuführen
sind. Letzteres wird durch die hohe Sedimentationsrate
unwahrscheinlich. Es stellt sich folgend die Frage, wie
verläßlich allgemein zeitliche Einordnungen undatierter
Seesedimente mit Hilfe von Schwermetallgehalten und der
Sedimentcharakteristik sind und inwieweit einzelne Proben
größerer Distanz zueinander Aussagen über die geschichtliche
Entwicklung wiedergeben.
Der
weitere Kurvenverlauf, der eine starke Anreicherung in 50 cm und
20 cm Tiefe aufzeigt, korreliert sehr gut mit denen zahlreicher
untersuchter Seesedimente (z.B. MENKE 1987). Für diesen Bereich
dürfte neben Ferntransporten (vgl.5.2.1) die Nähe des Ortes
Flecken Zechlin verantwortlich gewesen sein.
Auch
für den Schwarzen See liegen in der näheren und weiteren
Umgebung gegenwärtig keine bedeutenden Emittenten für
Spurenelemente, jedoch sind erhöhte
Schadstoffkonzentrationen in der Atmosphäre aufgrund der Straßen-
und Ortsnähe und der Verbrennung fossiler Brennstoffe
(atmosphärische Emmissionen und Straßenabläufe) nicht zu
vernachlässigen (VDI-KOMMISS.REINH.LUFT.1984: S.199., Tab.42;
SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989: S.309, Abb.171).
Folgende
Quellen können die Zunahme der Konzentrationen in den ersten
Zentimetern (letzte Jahrzehnte) erklären (s.Kap.2.4.3,
Auflistung in u.a. in FÖRSTNER & MÜLLER 1974a, 1974b):
-
Einleiten ungereinigter kommunaler Abwässer (gemeinsames
Auftreten von Cu, Zn und Pb u.a. durch Korrosion von Leitungen,
Zn durch menschliche Ausscheidungen und Hilfsstoffe im
Haushalt)
-
atmosphärischer Input durch Verbrennung fossiler Brennstoffe in
der Nähe des Sees, darunter Abgase der Kraftfahrzeuge (auch
Freisetzung von Cd, Pb und Zn durch Reifenabrieb)
-
atmosphärischer Input durch Ferntransporte
-
Einträge durch Verbrauch oder Abnutzung von metallhaltigen
Produkten im kleingewerblichen, landwirtschaftlichen und
individuellen Bereich anfallen, z.B. holzverarbeitende Betriebe
(Zn in Schleifmitteln)
-
Austräge aus ländlichen Arealen (mineralische Düngung,
VDI-KOMMISS.REINH. LUFT.1984: S.305ff.)
-
starker Motorbootbetrieb
-
eventuelle Transportunfälle oder unerlaubte Handlungen
-
eventuelle Austräge aus der ehemaligen ungeordneten Mülldeponie
Es
kann vermutet werden, daß neben der Calcitfällung (s.o.) die
Entwicklung zum gegenwärtigen flacheutrophen See einer höheren
Festlegung von Kupfer und Blei entgegenwirkt:
-
kurzfristige Veränderungen der Redox-Verhältnisse (Auflösung
von Eisen- und Mangansulfiden und ihrer inkorporierten Metalle,
insbesondere von Kupfer und von Schwermetallsulfiden (OCHSENBEIN
et al 1983; MÜCKE 1993; vgl. Stabilitätsdiagramme in
Grundlagenbüchern)
-
ständiger Wechsel zwischen Akkumulation und Redeposition
-
Abfluß zum Zechliner See
Interessant
ist der Anstieg der Cadmiumgehalte, der zwischen 0,40 m und 14,40
m unter Seegrund dem Verlauf der MCO3-Werte folgt (s.o.). Neben
den schon aufgeführten Quellen entstammt Cadmium besonders aus
kommunalen Abwässern und Düngemitteln (FÖRSTNER & WINKLER
1982), was nahe legt, die Werte bis zum Tiefenmeter 0,23 mit der
Nutzung in Zusammenhang zu bringen. Eine Interpretation der
Cd-Gehalte ist aufgrund der sehr hohen Basiswerte nicht möglich
(s.o.).
Es
ergibt sich insgesamt für das obere Sediment eine mittlere
(Cu, Pb) und für Zink eine sehr starke Belastungsintensität
zum geogenen Anteil. Die Maximalgehalte entsprechen der
Referenzkategorie bzw. der Gruppe der häufigen bis tolerierbaren
Gehalte (Tab.9). Die Maximalgehalte können demnach als
unbedenklich gelten (vgl. Spannweiten der Schwermetallgehalte in
Seesedimenten in FÖRSTNER 1987: S.18, Abb.4)
5.3
Zusammenfassender Vergleich der Untersuchungser-
gebnisse
Die
Ergebnisse der sedimentologischen und geochemischen
Untersuchungen verdeutlichen, daß die Seen während ihrer
Entwicklung sehr unterschiedlichen geoökologischen Faktoren
unterlagen. Somit bietet sich ein Vergleich der Seengenese an.
Die
Seesande an der Basis der untersuchten Sedimentprofile deuten auf
eine spätglaziale, kalte Periode hin, in der wahrscheinlich
periglaziäre Bedingungen vorherrschten. Im Schwarzen See weist
die das gewonnene Profil nach unten abschließende
Grobdetritusmudde auf eine Warmphase hin, die nach 10 cm von
Kaltzeitindikatoren abgelöst wird. Eine vergleichbare Schicht
einer älteren Warmphase (Meiendorf, Bölling) konnte im
Plötzensee nicht bestimmt werden.
Interessant
ist die erste Interstadialbildung an der Basis beider Kerne über
den Sanden, eine graue Kalkmudde, die nach einigen Zentimetern im
Profil des Schwarzen Sees in eine laminierte Kalksapropellage
übergeht. Die Kalkmudde des Plötzensees zeigt dagegen keine
verstärkte Eutrophierung während des warm-feuchten Klimas an.
Es kann angenommen werden, daß die Calcitfällungsbedingungen im
PLZ durch einen starken Klimarückschlag und die Wiederkehr
periglaziärer Prozesse unterbrochen wurde (minerogene
Sedimentation). Durch das Fehlen des Laacher Tuffes im Kern des
Plötzensees kann die Klimarezession der Jüngeren Tundrenzeit
oder die Temperaturerniedrigung im Präboreal für die
Akkumulation einer Sandschicht verantwortlich gemacht werden.
Während
der spätglazialen und frühholozänen Phasen kamen die
unterschiedlichen geologischen, morphologischen und
hydrologischen Faktoren bei der Entwicklung der Seen zum
Ausdruck. Es liegt nahe, für das in einer wahrscheinlich
subglaziären Schmelzwasserrinne liegende Becken des Plötzensees
wegen der dort anstehenden Sande und Kiese eine verkürzte
Toteisaustauphase und Versickerung anfallender Wässer zu
vermuten.
Das
im Relief tiefer eingesenkte Becken des Schwarzen Sees, der
Anlage nach vermutlich ein Zungenbecken, wird dagegen von
Beckenbildungen unterlagert. Damit waren die Voraussetzungen für
eine schnelle Wasserfüllung des Beckens und die Bildung von
Laminierungen während thermisch günstigen Bedingungen gegeben.
Austauvorgänge dürften im SZS während der warmen Perioden
(Alleröd und Bölling) weitgehend abgeschlossen gewesen sein.
Andererseits deuten mehrere Sandlagen an der Basis des Kerns auf
eine durch Senkung des Beckenbodens bedingte minerogene
Sedimentation hin, die aber ebenso klimatisch erklärt werden
kann (Klimarezession während des Alleröds, Präboreals) oder
auf gravitative Massenbewegung an den steilen Uferböschungen
beruhte.
Bis
zum eigentlichen klimatischen Beginn des Holozäns ist in den
Limniten des SZS ein deutlicher Indikator der Jüngeren
Tundrenzeit in Form einer silikatischen Schicht ausgebildet, die
eventuell auch für den PLZ im Anschluß an die ältere Kalkmudde
vorliegt.
Die
sedimentologische Zeitmarke des bedinnenden Klimaoptimums um
10.000 Jahre b.p. ist in beiden Profilen deutlich ausgebildet.
Der Unterschied seit Beginn des Holozäns liegt in der
kontinuierlichen Sedimentation von teils laminierten Kalkmudden
im Schwarzen See und dem Übergang von Kalkmudden zu Lebermudden
im Präboreal/Boreal im Becken des Plötzensees. Für diese
Erscheinung können die schon aufgeführten Bedingungen in den
unterschiedlich großen Einzugsgebieten verantwortlich gemacht
werden (Eintrag von Nährstoffen, Ca(HCO3)2, Trophie,
Sedimentationsrate).
In
beiden Seen ist ein ausgeprägter Bereich des trophischen
Gleichgewichtes vorhanden. In diesem großen Mittelteil der
Sedimentprofile, der offensichtlich das Mittelholozän
repräsentiert, verursachten klimatische Schwankungen
Seespiegelfluktuationen und Trophiewechsel. So wurden
Wechsellagerungen von Lebermudden und Feindetritusmudden im
Plötzensee und von laminierten und diffus gefleckten bzw.
ungeschichteten Kalkmudden im Schwarzen See gebildet.
Es
erfolgte in beiden Becken eine Verringerung der Wassertiefe durch
Auflandung. Der Schwarze See erfuhr dabei in jüngerer Zeit eine
kulturell beeinflußte Entwicklung. Einerseits erhielt der See in
den letzten Jahrhunderten eine erhöhte Zufuhr von allochtonem
minerogenen Material infolge von Nutzungsänderungen im
Einzugsgebiet und andererseits in den letzten Jahrzehnten einen
Input ungeklärter Abwässer. Der 1879/80 angelegte Abfluß des
Schwarzen Sees (Kanal) wirkt einer schnellen Auflandung entgegen.
Das
junge Sediment des Plötzensees ist durch ausschließlich
atmosphärischen Input von Schwermetallen mäßig bis mittel
belastet. Die deutliche Anreicherung in ca. 1 m Sedimenttiefe
steht vermutlich mit dem Beginn der Teer- und Glashüttenbetriebe
in Zusammenhang.
Aus
den Schwermetallgehalten im Sediment des Schwarzen Sees kann
ebenfalls eine zunehmende Belastung ableitet werden, für die
atmosphärische Nah- und Ferntransporte, kommunale Abwässer und
landwirtschaftliche Einträge verantwortlich sind. Der zum
seespezifischen "background" höchsten
Anreicherung von 46,1 (Zn) steht die geringe Anreicherung zum
Tongesteins-Standard von 0,7 (!) gegenüber.
Die
Ursache unterschiedlich hoher Schwermetallgehalte liegt in dem
hohen Anteil von organischem Material im Sediment des
Plötzensees und den hohen Karbonatgehalten im Sediment des
Schwarzen Sees (Anreicherung/Verdünnung).
6
Zusammenfassung
Die
vorliegende Untersuchung beschreibt paläolimnologische und
umweltanalytische Untersuchungen am Plötzensee und am Schwarzen
See in Nord-Brandenburg.
Es
wurde in beiden Seen ein Stechkernprofil gewonnen, das die
holozänen und spätglazialen Sedimente durchteufte. Die Limnite
wurden mit Hilfe sedimentologischer und geochemischer Parameter
charakterisiert.
Die
Wechselfolgen von Sanden und Kalkmudden charakterisieren in
beiden Seen in unterschiedlicher Anzahl und Ausbildung den Beginn
der limnischen Sedimentationsphase. Im Sedimentprofil des
Schwarzen Sees (gesamte Länge 16,50 m) ermöglichte die Laacher
Tephralage eine grobe Zuordnung der Limnitsequenzen zu
spätglazialen Stadialen und Interstadialen. Ein absolutes Alter
der Basisschichten des Plötzensees (gesamte Länge des Profils
16,50 m) konnte nicht geklärt werden.
Während
der Entwicklunggeschichte der Seen konnten folgende Einflüsse
entdeckt werden:
-
Unterschiedliche geologische, morphologische und hydrologische
Bedingungen, die eine differenzierte Zufuhr von gelöstem Kalk
und Nährstoffen über das Grundwasser während der Initalphasen
der Seen und auch im weiteren Verlauf des Holozäns bedingten.
-
Klimatischer Hauptwechsel vom spätglazialen zum temperierten
Klima und kleinere Fluktuationen unter thermisch günstigen
Bedingungen der letzten 10.000 Jahre.
-
Unterschiedliche Intensität einer anthropogenen Beeinflussung
des Sedimentationsgeschehens in jüngerer Zeit.
-
Geringe geogene Schwermetallgehalte der präborealen bis
atlantischen Mudden.
-
Deutlich anthropogene Belastung der Sedimente mit Schwermetallen
durch Ferntransport und lokale Emissionen. Nach bisherigen
Maßstäben sind die jüngeren Sedimente insgesamt als gering
belastet einzuschätzen.
7
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- Schweiz. Z. Hydrol. 18: 5-143; Zürich
8
Anhang
S.
134, 135:
Abbildung 16: Sedimentprofil des Plötzensees
S.
136, 137, 138: Abbildung 18: Sedimentprofil des Schwarzen
Sees
Kurzform: Abbildungen Kerne Schwarzer See, Plötzensee, Chemie Plötzensee
I m p r e s s u m : Marc Hackelbörger - Auf d e n Bl oe cken- 2--5 , 2--0--5-35 HH, m 1 1 4 4 88 bei jahoo.de (y anstelle j), 016 3 sieben drei 4 eins 5 6 7
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