Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken in der Söse-Mulde

 

 

Versuch einer computergestützten Abschätzung von Deckenmächtigkeiten mit Hilfe der Hangforschung

 

 

 

vorgelegt beim Niedersächsischen Landesamt für Bodenforschung Hannover

von Marc Hackelbörger

März 1994

 

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Inhalt

 

          Vorwort

 

1         Einführung

1.1       Einführung in die Themenstellung

1.2       Das Untersuchungsgebiet

1.2.1     Abgrenzung des Untersuchungsgebietes

1.2.2     Geologie

1.2.3     Hydrologie

 

2         Methodik

2.1       Statistische Analyse

2.2       Hangneigung

2.3       Wölbung

2.4       Exposition, Asymmetrien

 

3         Grundlagen

3.1       Hangforschung

3.1.1     Faktoren der Hangentwicklung und Faktoren

             für die Bildung von Verwitterungsdecken

3.1.2     Grundzüge der theoretischen Hangforschung

3.2       Morphodynamische Prozesse und Formen

3.2.1     Einführung

3.2.2     Morphodynamische Prozesse im Tertiär

3.2.2.1   Formen im Tertiär

3.2.3     Morphodynamische Prozesse im Quartär

3.2.3.1   Formen im Quartär

3.2.3.1.1 Großformen

3.2.3.1.2 Kleinformen

3.2.4     Morphodynamische Prozesse im Holozän

3.2.4.1   Formen im Holozän

3.2.4.2   Anthropogene Beeinflussung der Formen

             im Holozän

3.3       Exposition

3.4       Geologie

3.4.1     Einführung

3.4.2     Feinerdereiche Gesteine

3.4.3     Feinerdearme Gesteine

4         Untersuchungen von Verwitterungsdecken -

           Literaturbeispiele

4.1       Verwitterungsdecken in europäischen

          Mittelgebirgen

4.2       Verwitterungsdecken im Harz

4.3       Computergestützte Modelle

 

5         Ergebnisse der morphologischen Analyse

          des Untersuchungsgebietes

5.1       Hangneigung

5.2       Wölbung

5.3       Reliefasymmetrien

5.3.1     Gesamtasymmetrie

5.3.2     Talasymmetrien

 

6         Ergebnisse

6.1       Hangformung und Hangprozesse

6.2       Relative Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken

6.3       Abschätzung der Mächtigkeiten

             von Verwitterungsdecken in der

            oberen Söse-Mulde

 

7         Diskussion

 

8         Zusammenfassung

 

9          Literaturverzeichnis

 

 

 

 

 

 

 

 

Vorwort

 

Ein Aspekt der Wirkung saurer Deposition auf Waldökosysteme ist die Tiefenversauerung der Böden, die weit über den Wurzelraum hinausgreift und Grund- und Bachwasserchemismus nachteilig beeinflusst. Die Versauerung von Grund- und Oberflächengewässern sind in Deutschland wie in Europa großräumig verbreitete Veränderungen naturnaher Ökosysteme (WRIGHT 1983, HAUHS 1985).

Die möglichen Veränderungen in Waldökosystemen und die Folgen sind von so großer Bedeutung, daß eine quantifizierbare Prognose der Gewässerversauerung von Grund- und Oberflächenwässern zwingend notwendig scheint (Risikoabschätzung, Ableitung von Handlungsempfehlungen).

 

Vorliegende Arbeit behandelt im Rahmen des Modells Acid Progress die Abschätzung der Mächtigkeit von Verwitterungsdecken am Beispielgebiet der oberen Söse-Mulde.

Das Modell Acid Progress soll auf mittlerer Maßstabsebene (1:25000, 1:50000) mit einer geringen Anzahl von Parametern in der Lage sein, eine hinreichende quantitative Prognose über den Eintritt von Gewässerversauerung in bewaldeten Wassereinzugsgebieten in Zeitschritten von Jahren bis Jahrhunderten abzugeben. Das Modell basiert auf der Stoffhaushaltsgleichung von Waldökosystemen (ULRICH 1981, 1985, 1989). Die Modellentwicklung entstand im Rahmen der Fallstudie Harz (M A L E S S A 1992, MATSCHULLAT et al. 1989).

Der Modellansatz sollte die Übertragung der Ergebnisse auf andere Gebiete ermöglichen. Es sollten u.a. Vorhersagemöglichkeiten über langfristige Bodenveränderungen und daraus künftig zu erwartender Beeinträchtigungen der Gewässerqualität erarbeitet werden.

 

Das Modell ist in Anlehnung an die Methodenbank des NIBIS (MÜLLER et al. 1993, BARTSCH et al. 1993) modular aufgebaut. Ein Modul ist die kleinste Folge von Verarbeitungsschritten einer Methode. Durch verschiedene Verknüpfungsregeln werden die Module zum Endergebnis zusammengeführt.

 

 

 

 

Wesentliche Module für das Bilanzmodell sind :

 

     - die Erfassung der Schnittstelle zwischen unge-

       sättigter und gesättigter Zone  (entspricht im

       Mittelgebirgsraum der Tiefe der Verwitterungs-

       decke, in der Geest dem mittleren Grundwasser-

       flurabstand)

     - die Tiefenlage der  Versauerungsfront bzw. des

       Aluminiumpufferbereichs

     - die durchschnittliche, jährliche Säurebelastung

       des Sickerwasserleiters

     - die durchschnittliche jährliche Silikatverwit-

       terungsrate

     - Veränderung  des  Sickerwasseroutputs  an  der

       Schnittstelle Ökosystem / Hydrosphäre (Output-

       vektor)

 

 

 

1        Einführung

 

1.1      Einführung in die Themenstellung

 

"Wenn man die Masse des gebildeten Schutts nach den Faktoren der Klüftigkeit und der Wasserdurchlässigkeit des Gesteins, des Reliefs und der Exposition abschätzt und davon die Menge des abtransportierten Materials, je nach Gefälle, Korn- und Blockgröße, abzieht, lässt sich die Mächtigkeit des Schutts immerhin auf einige Dezimeter genau angeben, ohne daß man einen Spatenstich getan hat" (FREZER 1953).

 

In dieser Arbeit soll versucht werden, die Mächtigkeit von Verwitterungsdecken im Einzugsgebiet der oberen Söse-Mulde mit Hilfe der Hangforschung zu bestimmen. Als Verwitterungsdecke gilt das gesamte Material oberhalb des anstehenden Gesteins. Da die Bezeichnung Regolith für mächtige tropische Verwitterungsmäntel üblich geworden ist, obwohl Regolithe im wissenschaftlichen Sinne mit Verwitterungsdecken gleichzusetzen sind, wird dieser Begriff im folgenden nur im Zusammenhang mit tropischen Verwitterungsdecken benutzt.

 

Eine computergestützte (Geographisches Informationssystem (GIS): ARC-INFO) morphologische Analyse des Untersuchungsgebietes soll neben einer Erfassung aller für die Bildung und den Transport von Verwitterungsdecken wichtigen Parameter nach Kenntnissen der praktischen und theoretischen Hangforschung Aussagen über die Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken treffen. Das Ergebnis stellt eine Karte dar, aus der die Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken im Untersuchungsgebiet hervorgehen.

Als Grundlage dienen digitalisierte Höhenlinien und Höhenpunkte der topographischen Karte Riefensbeek, Blatt 4228. Die geologischen Daten liefert die Geologische Karte, Blatt 4228, herausgegeben von der Königlich Preußischen Geologischen Landesanstalt.

 

Das Untersuchungsgebiet als Teilgebiet der genannten Geologischen Karte wurde eigens für diese Arbeit vom Autor digitalisiert.

1.2      Das Untersuchungsgebiet

 

1.2.1    Abgrenzung des Untersuchungsgebietes

 

Das Untersuchungsgebiet liegt im Bereich des Blattes 4228 (Riefensbeek) der Topographischen Karte 1:25000. Es hat eine Fläche von ca. 40 km2 und weist Höhen von 320 m ü.N.N. bis 870 m ü.N.N. auf.

Die Grenzen des Untersuchungsgebietes fallen mit dem Einzugsgebiet bzw. der Wasserscheide der oberen Söse-Mulde und deren Zuflüsse zusammen. Die westliche Grenze des Untersuchungsgebietes läuft in N-S-Richtung entlang der unteren Grenze des oberen Beckens der Söse-Talsperre.

Das Untersuchungsgebiet wird als obere Söse-Mulde definiert, da sich die westliche Abgrenzung der gesamten Söse-Mulde auf der TK 4227, Blatt Osterode, nordsüdlich der Sösetalsperre erstreckt. Eine Lageübersicht geben Abbildung 1a und 1b.

 

Der Rand der Inselkarte in Abbildung 1b resultiert aus der Verbindung digitalisierter Isohypsenenden an der Wasserscheide. Die dargestellten Isohypsen geben nicht die digitalisierten Höhenlinien wieder, sondern wurden aus ihnen interpoliert (scontour). Die äußere Abgrenzung und der Maßstab (1:35000) werden bis auf Abweichungen in der Geologischen Karte in allen ebenen und dreidimensionalen Darstellungen der oberen Söse-Mulde beibehalten.

Die Tiefenlinien des Gebietes sind als gleichbreiter Saum um die größeren Flüsse dargestellt (buffer). Abbildung 1c, 1d und 1e unterscheiden sich in geographischer Ausrichtung und Art der Reliefdarstellung. Abbildung 1e steht nicht mit der Polygonerstellung aus Isohypsen und Höhenwerten im Zusammenhang und soll lediglich einen Überblick geben.

 

 

Abbildung 1a : Geographische Lage des Untersuchungsgebietes

 

 

1.2.2    Geologie

 

Das gesamte Untersuchungsgebiet besteht mit Ausnahme der in den Tälern akkumulierten Schotter pleistozänen und holozänen Alters aus paläozoischen (Karbon, Devon) Gesteinen.

Die geologischen Einheiten des Untersuchungsgebietes verlaufen grundsätzlich parallel zur Kleinen Söse in südwestlich-nordöstlicher Richtung und werden von folgenden Gesteinen gebildet :

 

  - Acker-Bruchberg-Quarzit mit  Kiesel-,  Tonschiefer,

    Grauwacken und Diabasen im Süden des Untersuchungs-

    gebiets

 

 

  - Diabas  im  Norden  des  Untersuchungsgebietes  und

    nördlich anschließend an den Acker-Bruchberg

  - Kieselschiefer-Tonschiefer-Grauwacken Folge in der

    zentralen Söse-Mulde

 

Wie aus der Aufzählung hervorgeht, handelt es sich um eine kleinräumige Verteilung der geologischen Einheiten, insbesondere im Gebiet zwischen der Söse und dem sich quer durch das Blatt Riefensbeek erstreckende AckerBruchberg-Zug.

Weiterhin ist das  anstehende Gestein oftmals sehr heterogen. So sind die Kieselschiefer von gebänderten Quarziten und Diabasen schichtartig durchsetzt. Die Tonschiefer sind meist glimmerarm, gelegentlich sandig ausgebildet und enthalten kleinräumig geringmächtige Einlagerungen von quarzitischen Grauwacken. Letztlich besitzt auch der auf der Geologischen Karte homogen erscheinende Quarzit-Zug des Acker-Bruchbergs schiefrige Zwischenlagen, die erhebliche Mächtigkeit erreichen können.

Die leicht wellenförmige Kammlinie des Ackers ist teilweise von ausgedehnten Moorbildungen bedeckt. Der aufgespeicherte Torf ist in seiner ganzen Mächtigkeit Hochmoortorf, dessen vertikale Erstreckung mindestens 0,2 m und maximal 5 m erreicht (BODE & ERDMANNSDÖRFER 1907). Abbildung 2 stellt die Geologie des Untersuchungsgebietes dar.

 

Bei der Digitalisierung wurden kleinräumige Abweichungen der geologischen Karten verschiedener Auflagen festgestellt. Die sehr schmalen Flächen konnten computertechnisch nicht dargestellt werden. Außerdem können randliche Verzerrungen im Westen des Untersuchungsgebietes auftreten, da sich die Flächen am Kartenrand des Originals befinden. Insgesamt können diese Fehler bei Aussagen in Bezug zur Fläche als gering eingeschätzt werden. Die Teilung der großen Quarzit-Fläche im Süden des Untersuchungsgebietes hat berechnungstechnische Gründe.

 

 

Abbildung 1b : Übersichtskarte Söse-Mulde

 

 

 

Abbildung 1c : Morphologie der Söse-Mulde

 

Abbildung 1d : Morhologie der Söse Mulde

 

 

 

Abbildung 1e : Morphologie der Söse Mulde

 

 

 

 

Abbildung 2 : Geologie der Söse-Mulde

 

Abbildung 3 : Hydrologie der Söse-Mulde

1.2.3    Hydrologie

 

Der Acker-Bruchberg-Zug bildet infolge seiner bedeutenden Höhe in seiner ganzen Erstreckung die südliche Wasserscheide der zahlreichen Zuflüsse der Söse.

 

 

Die nördliche Wasserscheide der Zuflüsse läuft entlang der südlichen Grenze der ausgedehnten Hochfläche von Clausthal, deren häufig aufgestauten Bäche der Innerste zulaufen. In Abbildung 3 sind die größeren Flüsse wiedergegeben, die Söse-Mulde entwässern. Es zeigt sich, daß die Söse beidseits von drei bis vier Flüssen gespeist wird.

Bis auf die wasserundurchlässige Wirkung der Tonschiefer führen alle Gesteine im Untersuchungsgebiet Kluftwasser (SIEBERT & VIERHUFF 1989 zit. in M A L E S S A 1992).

 

2        Methodik

 

Die Ergebniskarte mit dem Thema "Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken in der oberen Söse-Mulde" wird in folgenden Schritten angefertigt :

 

  - Festlegung der  die  Verwitterungsdecken  bestimmen-

    den Faktoren

  - Literaturrecherche : Hangforschung und -entwicklung :

    vorzeitliche und gegenwärtige hangformende Prozesse

    - Differenzierung zwischen dominanten und begleiten-

      den Prozessen  für  die Deckenentstehung und Hang-

      formung

    - Verwitterungsdecken in Vergleichsgebieten

    - Verwitterungsdecken im Harz

  - Morphologische Analyse der topographischen Karte mit

    Hilfe von Hangneigungsklassen

  - Morhologische  Analyse der topographischen Karte mit

    Hilfe von Hangprofilen

  - Lokalisierung  von Reliefasymmetrien in einer Exposi-

    tionskarte

  - Abschätzung von Mächtigkeiten der Verwitterungsdecken

    in der oberen Söse-Mulde - Erstellen der Karte

Statistische Untersuchungen beruhen auf Faktorenkomplexen und werden mit Hilfe des Geographischen Informationssystems ARC-INFO durchgeführt. Als Kartengrundlage für die morphologische Analyse diente die Topographische Karte 4228, Blatt Riefensbeek, deren digitalisierte Isohypsen stark geteilt (split) wurden, um mit den Polygonen der geologischen Karte (intersect) ein Netz von 19654 Polygonen (triangulation) mit den Attributen Höhe, Hangneigung, Exposition und Geologie herzustellen. Dies ermöglichte die Erfassung von Werten nach bestimmten Kriterien auf kleinem Raum.

Polygone gleicher Attribute wurden zusammengefasst (dissolve), um größere Polygone kartographisch darzustellen. Die erstellten Karten sind einschichtig und können mit weiteren Karten (Anhang: Kartentasche) kombiniert werden, so daß eine Überlagerung der Karteninhalte und Vielzahl von Karten vermieden wurde.

 

Fünf morphometrische Größen sind Grundlage der Reliefcharakterisierung :

 

                - Hangneigung

                - Wölbung

                - Exposition

                - Asymmetrie

                - Vorfluterdistanz

                  (nur bei starker Abhängigkeit)

 

2.1      Statistische Analyse

 

Das Georelief stellt ein hochkomplexes skulpturelles Kontinuum dar. Es differenziert sich in Bereiche mit unterschiedlichen räumlichen, habituellen, substantiellen und genetisch/dynamischen Merkmalen oder Attributen. Es kann analytisch in einfachere, geringer komplexe Bauteile zerlegt werden, die als homogene Attributräume aufgefasst werden können.

Nach der Terminologie KUGLERS (1974) kann z.B. eine hochkomplexe Reliefformenassoziation in einzelne Reliefformen, diese in Reliefformelemente (einheitlich vertikale und horizontale Wölbungskomponente und -stärke) und weiter in Reliefformfazetten (homogene Reliefeinheit nach Neigung und Exposition) gegliedert werden. Reliefeinheiten unterschiedlicher Hierarchiestufen können also in unterschiedlichen Größenordnungen auftreten. Die in dieser Arbeit behandelten Reliefformen sind nach DIKAU (1988) Mesoformen, die mit Mikroformen besetzt sind.

Vorteile von statistischen Analysen sind in der erhöhten Möglichkeit der Quantifizierung einfacher Formteile und in der sinnvollen kartographischen Auflösung hochkomplexer geomorphologischer Formen zu sehen. Die auf geometrischen Attributen beruhende quantitativ-geomorphographische Reliefansprache und Analytik stellt die zweifelsfreieste Methode einer Reliefgliederung dar. Andererseits wäre verfehlt anzunehmen, daß statistische Ergebnisse geomorphologische Probleme von selbst zu lösen in der Lage wären.

 

Inwieweit eindimensionale, bivariate und multivariate Statistikverfahren Hangentwicklungen erklären, zeigte SIEGBURG (1987). Er kommt zu dem Schluß, daß der Aussagewert von eindimensionalen sowie bivariaten Verfahren an sich schon begrenzt ist, da dieser auch auf indirekten Effekten beruhen kann, jedoch nicht unbedingt muß.

In dem Sinne soll die morphologische Analyse als beschreibend gelten, wobei von Fall zu Fall verschiedene Parameter eingebunden werden (bi- und multivariat : Geologie-Neigung,  Geologie-Neigung-Exposition). Zuvor erfolgen Beschreibungen in Karten-, Tabellen- und Diagrammform.

Die statistische Betrachtung und Analyse von Reliefformen führt zu einer Reihe von Problemen (STRAHLER 1956, SOHLBACH 1971, SIEGBURG 1987, DIKAU 1988) :

 

 - Reliefformen können sich  überschneiden. Die Ergebnisse

   der Analysen sind  von der Fragestellung und dem jewei-

   ligen Betrachter abhängig.

 - Die Betrachtung  von  Reliefformen erfordert  gegenüber

   den Formelementen und -fazetten umfassendere Kennzeich-

   nungen, die mit den Attributen  wie Neigung und Exposi-

   tion nicht mehr abgedeckt werden können.

 - Kleinräumige Strukturen können im  Maßstab 1:25000 auf-

   grund Generalisationen nicht lokalisiert werden.

 - Flaches Relief macht  die Abschätzung  von  Höhenunter-

   schieden im Gegensatz zu reliefierten Gebieten unsicher.

 - Durch Mittelwertbildung gehen wesentliche Informationen

   verloren.

 - Die Geomorphometrie oder der Reliefzustand können durch

   einzelne Maßzahlen nur ungenügend beschrieben werden.

 - Genetisch voneinander unabhängige, aber dennoch gleich-

   geneigte  Hangabschnitte können  z.B. aufgrund tektoni-

   scher  Verstellung  in der selben Höhenstufe  vorhanden

   sein.

 

Alle statistischen Analysen sollen in dieser Arbeit eine Beweisführung nicht ersetzen, wohl aber unterstützen. Genetische Gliederungen werden nicht vorgenommen und Kleinformen bleiben unbeachtet.

 

Die Ergebnisse statistischer Analysen sind im Anschluß an jeweilige Kartendarstellungen aufgeführt. Flächenberechnungen beziehen sich durchweg auf die wahre Fläche. Unterschiedliche Darstellungsarten von wahren und "unechten" Flächen und morphometrischen Größen sind in STRAHLER (1956), SOHLBACH (1978), BURGER (1982) aufgeführt.

 

2.2      Hangneigung

 

Die Neigung eines Gebietes ist die grundlegende Eigenschaft und das für theoretisch-geomorphologisch und praxisbezogen-geomorhologische Belange wesentliche Merkmal der Formelemente und damit des  Reliefs. KUGLER (1964) folgend, bedeuten Gefälle, Böschung und Neigung dasselbe, mit der Einschränkung, daß der Begriff Gefälle vorrangig für die Kennzeichnung der Neigung von Tiefenlinien und Talsohlen verwendet werden soll.

 

Bei der Darstellung von Neigungen ist es nicht möglich, den Neigungswert jeden Punktes darzustellen, weswegen eine Gruppenbildung der Neigungswerte notwendig ist. Eine Auswahl von Gruppenbildungen von diversen Autoren ist in KUGLER (1956) aufgeführt. Es zeigt sich, daß bestimmte Neigungsgrenzwerte wiederholt mit kleineren Verschiebungen auftreten. Die Gründe für die Streuungen liegen in der Dominanz morphodynamischer Prozesse bei bestimmten Neigungen (charakteristische Grenzwerte für Ackerbau, quartäre Prozesse), und in der theoretisch-mathematischen Ableitung von Klassen. Weiterhin basiert jede Klassenbildung auf der Anwendbarkeit in den von den Autoren behandelten Gebieten (geologische Unterschiede, verschiedener Bewuchs).

Eine Auswertung der in KUGLER (1956) aufgeführten Klassen ist in Tabelle 1 dargestellt. Eine siebenstufige Klassifizierung der Neigungen (Spalte 2) erfolgte nach gemittelten Werten der Streuungen (Vergleich Spalte 1 u.2). Spalte 3 zeigt mögliche Grenzwerte, die bei geomorphologischen Betrachtungen zu berücksichtigen sind.

Die Klassen der Hangneigungen für das Untersuchungsgebiet werden in Anlehnung an die Neigungsstatistiken in KUGLER (1956) eingeteilt (vierzehn Beispielgebiete). Demnach ist eine achtstufige Skala für die ein- oder mehrfarbige Darstellung  von Hangneigungen  beim Maßstab von 1:25000 geeignet. Die achtstufige Skala wurde nach einigen Modifikationen (Ebene bis < 1ø, engere Einteilung der mittelgeneigten Hänge, keine Überhänge) zur neustufigen Gliederung der Neigungen erweitert (Tabelle 2). Wände (> 60ø) sind nicht zu erwarten, werden aber vollständigkeitshalber als letzte Klasse aufgeführt.

 

Tabelle 1 : Häufigkeiten und Gliederung von Hangneigungen

 

 

                               (verändert nach KUGLER 1956)

Tabelle 2 : Hangneigungsklassen, Maßstab 1 : 25 000

 

           --------------------------------

             Hangneigung      Benennung    

           -------------------------------

              0 - <  1ø    Ebene           

              1 - <  3ø    schwach geneigt 

              3 - <  8ø    mäßig   geneigt 

              8 - < 15ø    stark   geneigt 

             15 - < 25ø    mäßig   steil   

             25 - < 35ø    sehr    steil   

             36 - < 45ø    übersteil       

             46 - < 60ø    übersteil       

                >   60ø    Wand            

           -----------------------------

 

                              (verändert nach KUGLER 1956)

Jede Hangneigungsklasse erhält eine Flächensignatur, so daß alle Hangneigungen kartographisch übersichtlich erkennbar sind. Die erstellte Hangneigungskarte soll einen Vergleich der Böschungen innerhalb von Kartenausschnitten und im gesamten Untersuchungsgebiet ermöglichen.

 

Darüber hinaus können, wie BLENK (1962) zeigte, "bis zu einem gewissen Grade auch die Formen der Hangprofile abgeleitet werden." BLENK ermittelte Hangprofile nach der Abfolge von Hangneigungsklassen aus Böschungswinkelkarten.

Die Wichtigkeit von Neigungsklassen, dargestellt in Häufigkeitsverteilungen und Summenkurven, bei der geomorphologischen Analyse legt STRAHLER (1956) bei einem statistischen Vergleich von drei Untersuchungsgebieten dar. Mit der Bestimmung einer oder mehrerer Hauptneigungsklassen ist eine Charakterisierung eines Gebietes möglich.

Er betont die allgemeine Bedeutung der prozentualen Verteilungen der Neigungsklassen und die abnehmende oder zunehmende Bedeutung von steilen oder flachen Hangpartien im Vergleich zum Entwicklungsstand der Hänge (STRAHLER 1956).

Im zweiten Schritt  charakterisieren statistische Analysen der Flächen gleicher Neigungsklassen das Untersuchungsgebiet. Letzlich sind Korrelationen mit weiteren Parametern festzustellen.

 

2.3      Wölbung

 

Ein theoretisches Beispiel für die Gliederung eines Hangprofils zur Lokalisierung von vertikalen Wölbungen ist in YOUNG (1961) dargestellt (Abbildung 4). Der Gesamthang, im Profil dargestellt, wird nach großräumigen Konkavitäten/Konvexitäten in Sequenzen eingeteilt. Diese werden weiter in kleinräumige konkave/konvexe Abschnitte gegliedert. Zwischenräume bilden gerade Teilstrecken mit geringer Neigung. Nachdem die Krümmung mit Hilfe einer Formel bestimmt wurde, werden die kleinräumigen Abschnitte nach dominanten Hangneigungen gestuft. Im letzten Schritt werden die kleinsten Teilstücke in Hangeinheiten eingeteilt.

Die Reihenfolge der Bestimmung von Einheiten ist variabel. Das von YOUNG gegliederte Hangprofil (Abbildung 4) stellt ein sehr ausführlich analysiertes Profil dar. Mit weiteren theoretischen Beispielen werden in seiner Arbeit Hangprofilanalysen vorgestellt, die in maximal drei bis fünf Unterteilungen gegliedert werden. In der Praxis werden eher wenig Unterteilungen gewählt (BLENK 1962,  JAHN 1963, BURGER 1982).

 

Abbildung 4 : Beispiel einer detaillierten Hanganalyse

 

 

                                               YOUNG (1961)

Diesem Schema folgend werden vier Hang- bzw. Talprofile, von SO (Acker-Bruchberg) nach NW verlaufend, so durch das Untersuchungsgebiet gelegt (Abbildung 1b), daß eine Charakterisierung der dominanten Wölbungen möglich ist. Die Distanz eines Profils zum nächsten beträgt 1 km. Die Höhenwerte entstammen der TK 4228.

Einer Gliederung aller Formen in konvexe, konkave oder gestreckte Hangteilstücke folgt eine Grobgliederung. Ein Vergleich der Ergebnisse mit zwei dreidimensionalen Profilkarten, deren Profillinien sehr eng liegen, soll die Aussagen unterstützen.

 

Abschließend wird eine Wölbungskarte erstellt, aus der horizontale Wölbungen ersichtlich sind.

 

2.4      Exposition, Asymmetrien

 

Die vorliegende Arbeit beschränkt sich auf acht Haupthimmelsrichtungen, da sonst mit einer wesentlich höheren Anzahl von Reliefeinheiten und daher mit einem im Rahmen dieser Arbeit kaum zu bewältigenden Aufwand bei der Datenerhebung zu rechnen wäre.

 

Die Lokalisierung von Talasymmetrien geht kartographisch in vier Schritten vor sich :

Die Lokalisierung von Talasymmetrien erfolgt im ersten Schritt durch eine Kombination von Neigungs- und Expositionskarte. Die Expositionen werden kartographisch in acht Klassen (337,5-22,5ø : N) dargestellt. Im zweiten Schritt werden Polygonwerte (Exposition/Hangneigung) statistisch ausgewertet . Da die Höhenunterschiede (N-S) der Söse-Mulde beachtlich sind, werden sie bei weiterer Analyse beachtet. Dritter und vierter Schritt sind mit den ersten beiden gleich, jedoch werden nur Tiefen-Bereiche kartographisch und statistisch auf Asymmetrien geprüft.

 

3        Grundlagen

 

3.1      Hangforschung

 

3.1.1    Faktoren der Hangentwicklung und Faktoren

         für die Bildung  von  Verwitterungsdecken

 

Die Grundbedingungen für die Abtragung, die den eigentlichen hangbildenden Prozeß ausmachen, sind die Schwerkraft, das Vorhandensein eines transportfähigen Materials und die Transportkräfte. Die Art der Vorgänge ist je nach Material, Transportkraft und Neigung sehr unterschiedlich.Das Klima hat die ausschlaggebendste Bedeutung für die Gesteinsaufbereitung und die Transportkraft (MORAWETZ 1971).

Nach mehreren Hangentwicklungstheorien (PENCK : Endrumpfbildung nach Hebung oder Senkung, WOOD und DAVIS : Homologie aller Hänge und unentwegte Abflachung unter beliebigen klimatischen und geologischen Bedingungen, KING : vier Formengürtel an allen normalen größeren Hängen) nimmt eine Gruppe von Forschern (FICARD, BAULIG, BIROT, BÜDEL, MORTENSEN) an, daß in jedem konkreten Fall die grundlegende Gesetzmäßigkeit der Hangentwicklung durch klimatische und strukturell lithologische Bedingung eines gegebenen Gebietes sowie auch durch ihre Entwicklungsgeschichte bestimmt wird (BLAGOWOLIN et al. 1962).

Offenbar handelt es sich bei den Prozessen nicht um ein Merkmal tektonischer Bewegung, sondern vielmehr um deren Vereinigung und Kräfte, die unmittelbar die Hänge bilden :

Erosive Zerschneidung und komplexe Hangbildungsprozesse.

Der tektonische Faktor tritt nur als notwendige Bedingung für die Entstehung der primären Hänge hervor (BLAGOWOLIN et al. 1962). Die resultierende Reliefentwicklung geht aus den Größen in Tabelle 3 hervor (GOSSMANN 1970).

 

Tabelle 3 : Faktoren der Hangentwicklung

 

     -------------------------------------------

        Grundgrößen     Formbildungsmechanismen   

     ----------------------------------------------

      - Klima         - Aufbereitung des Gesteins 

      - Gestein       - Art und Intensität des    

      - Tektonik        Transportprozesses        

      - Gesamtrelief  - Vegetationsbedeckung      

      - Basisdistanz*                              

     --------------------------------------------

        * : Distanz (Position) zum Vorfluter

 

                            verändert nach GOSSMANN (1970)

Die Parameter, die während der Reliefentwicklung die entstehenden regionalen Unterschiede der Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken bestimmen, sind vergleichbar mit den Parametern der Hangforschung. Regionale Gesteinsunterschiede (Gesteinshärte, Schichtmächtigkeit, Bankung, Einfall des Gesteins, dominante Korngröße des Gesteins und des verwitterten Materials), Massenbewegungen  an jedem Punkt des Hanges  (Distanz zur  Denudationsbasis) und Verwitterungsart sind innerhalb des gesamten Faktorenkomplexes für die Ausbildung von Verwitterungsdecken bestimmend, gehen jedoch aus den in Tabelle 3 aufgeführten Grundgrößen hervor.

Abbildung 5 verdeutlicht die Abhängigkeit der Deckenmächtigkeiten von dominanten Prozessen. Eine negative Korrelation ist mit einem (-) am Pfeil gekennzeichnet, eine positive mit einem (+).

 

Abbildung 5 : Faktoren der Deckenausbildung

 

 -------------------------------------------------------

        -----------               -----------       

         Abtransport                  Zutransport         

         von Material                 von Material        

         --------------               --------------       

        +            -               +            +       

                    ----         -----                   

   ----------                           --------- 

    Hangneigung   +-----------------   Hangneigung   

    hangabwärts-----Verwitterungsdecke -----hangaufwärts  

   -----------   ---------------------   -------------- 

                           -   +                          

                                                          

                      -----------                      

                       Verwitterung                       

                      --------------                      

 ----------------------------------------------------------

 

                                              AHNERT (1987)

 

Abbildung 6 : Entwicklung der Deckentiefe an einem

              Initialprofil

                        

 

 

   Ordinate : Deckentiefe (C) und Intensität der  Prozesse

   Abszisse : Zeiteinheiten, 0 = Initialprofil, 50 = dyna-

              misches Gleichgewicht und > 60 = Ende der

              Tiefenerosion

 C : Verwitterungsdeckentiefe      R : abgeführtes Material

 W : Gesteinsverwitterung          d : Denudationsrate

 R : hangabwärtige Massenbewegung  df: Tiefenerosion

 A : zugeführtes Matrial

 

                                              AHNERT (1987)

 

Diesem Schema folgend (Abbildung 5) gewinnt die Verwitterungsdecke (C) an einem Initialprofil durch Gesteinsverwitterung (W) an Tiefe (Abbildung 6). Die Zunahme der Mächtigkeit bedingt durch die Decken"-Schutz-"Schicht eine geringere Verwitterung und initiiert eine Massenbewegung hangabwärts (R). Die Menge des zu- (A) und abgeführten (R) Materials erhöht sich mit der Denudationsrate (d), während die Mächtigkeit der Verwitterungsdecke konstant bleibt (C = Copt).

Die weitere Reliefentwicklung wird durch die Prozesse des Vorfluters bestimmt. In Abbildung 6 ist die Eintiefung des Vorfluters (df) bis Zeiteiheit 50 konstant, d.h. zwischen Zeiteinheit 40-60 herrscht ein dynamisches Gleichgewicht zwischen den Parametern. Ab Zeiteinheit 60 endet die bis dann konstante Vorfluteraktivität, wodurch sich das Gleichgewicht zwischen allen Größen ändert. Sie passen sich sprunghaft den neuen Bedingungen an (Zunahme der Deckenmächtigkeit, Abnahme des transportierten Materials) und können ein neues Gleichgewicht erreichen (nicht dargestellt).

Die in dieser Arbeit behandelten Einflußgrößen weichen zusammenfassend  von  denen der Hangforschung nicht wesentlich ab. Untersucht werden Parameter der Hangforschung sowie der Deckenentstehung und -entwicklung, die sich in Grundgrößen und Formbildungsmechanismen differenzieren lassen :

 

Tabelle 4 : Faktoren der Verwitterungsdeckenbildung

 

     -------------------------------------------

        Grundrößen      Formbildungsmechanismen   

     ----------------------------------------------

      - Klima         - Morphodynamische Prozesse 

      - Relief          im Tertiär und Quartär    

      - Geologie                                  

     --------------------------------------------

 

3.1.2    Grundzüge der theoretischen Hangforschung

 

In der Regel sind Hänge durch Klimawechsel abhängige Prozesse zusammengesetzte Formen, vor allem im Profil. Sie durchlaufen während ihrer Entwicklung eine Reihe von Stadien unter beliebigen klimatischen und geologischen Bedingungen mit lokalen Ausnahmen. Nach der Hangform eines Gebietes kann man das Entwicklungsstadium  der Hänge beurteilen (BLAGOWOLIN et al. 1962, BREMER 1989).

Es existieren eigentlich nur konkave, konvexe und gerade/ gestreckte Hänge oder Hänge mit ein- oder mehrmaligem Wechsel von konkav zu konvex, so daß die Hangmodelle in verschiedenen Klimazonen nach Formen im Profil leicht einzuordnen wären.

 

AHNERT (1970) klassifizierte alle in der Natur denkbaren Hangformen in vier Kategorien. Die erste Kategorie umfasst einfache Profile mit ganzkonvexer, -konkaver oder -gestreckter Form, die zweite und dritte die mit zwei und drei Formsegmenten wie z.B. der konvex-konkav ausgebildete Hang. Zur letzten Klasse zählen die Profile, die in kurzer Distanz einen Formenwechsel aufweisen.

Generell können nach einer Hangklassifizierung morphodynamische Prozesse qualitativ aufgrund bestimmter Charakteristika von Formelementen bestimmt werden. So ist der Konkavbereich vielfach von Einlagerungen geprägt, der Konvexbereich von erhöhten Angriffen von oben und unten geprägt. Innerhalb Konkavformen kann sich in den Sedimenteinlagerungen ein Formenwechsel durch Wechsel der Korngrößen und Ablagerungsarten einstellen. Beide Vorgangskomplexe (konvex-konkav) streben zu einem Formenausgleich (MORAWETZ 1971).

Konvexe Böschungen sind eindeutige Zeichen für Massenbewegungen, wohingegen konkave Böschungen durch Massenbewegungen und/oder Abspülung entstehen können, wenn von  Umweltfaktoren abgesehen wird (ROHDENBURG et al. 1967). Be trachtet man die Verhältnisse am Vorfluter, so zeigen mäßig konvexe Profile einen Gleichgewichtszustand zwischen Linearerosion und Denudation, konkave eine Abnahme der Linearerosion an (LUIS 1968).

 

Solche allgemeingültigen Aussagen über die von der Form abgeleitete Morphodynamik lassen sich auf Klimazonen übertragen.

Unter gemäßigt humiden Bedingungen z.B., wo Tiefebenen mit einer lehmig-tonigen Decke verhüllt sind, herrschen Massenbewegungen wie Bodengleiten, Bodenfließen sowie Flächenspülung vor. Das Ergebnis sind milde Hangformen. Die in älteren Zeiten geformten Reliefelemente liegen an höheren Hangpartien und werden lückenhaft angegriffen, überformt und zerstört. Auf Hochflächen dominieren Denudationsvorgänge, während die akkumulativen Hangteile die angrenzenden Räume einnehmen (Schutt am Fuß steiler Hänge, kolluviale Schutt- bis seichte Bodenbildungsschleppe in den unteren Hangpartien).

In tropisch-humiden Gebieten treten konvexe Hänge durch vorherrschende chemische Verwitterung und langsame Massenbewegung in lockeren Decksedimenten tonig-lehmiger Beschaffenheit auf.

Konkave Hänge bilden sich in Gebieten mit vorherrschender physikalischer  Verwitterung und intensiver flächenhafter Abtragung (arid, semiarid, periglazial) (BLAGOWOLIN et al. 1962, BREMER 1989).

 

Die Hangformen und -prozesse stehen klima- und formunabhängig im Einklang mit den Prozessen unterhalb der Hänge. Dort bilden die Flüsse die Regulatoren der Denudation und beeinflussen stark die Hangformung. Während sie sich z.B. einschneiden, versteilen sich die Hänge, die einen Böschungswinkel anstreben, bei dem der Hangabtrag halt macht. Erreicht wird dies nur dann, wenn der Fluß seine Erosionsarbeit einstellt. Es tritt eine Gefällsverstärkung von unten nach oben ein. Durch die Versteilung und die dadurch bedingte größere Schuttgeschwindigkeit werden größere Teile im Oberhang betroffen. Infolge der höheren Geschwindigkeit und der höheren Verwitterungsrate des Anstehenden wird der Abtrag beschleunigt. Knicke werden zu konvexen, später zu flachkonvexen Wölbungen.

Verstärkte Erosion bedingt einen größeren Anfall erodierten Materials und ein rascheres Wandern des Hangschutts zum Flußbett hin, was zu einer Verminderung der Erosionskraft führt, die wiederum die Menge des anfallenden Materials vom Hang verringert. Es kann sich ein Gleichgewicht einstellen, indem z.B. die Erosion durch Mangel an Wasserzufuhr einschläft. Für die Hangentwicklung bedeutete ein Schuttstau eine Verminderung des Böschungswinkels und ein weiteres Schuttwandern auf den oberen, steileren Partien.

Der Gleichgewichtszustand des Gesamthanges ist gestört, u.a. sichtbar an einem Hangknick in Mittelhangposition, der hangaufwärts schreitet, bis der Oberhang erreicht ist. Der neue Gleichgewichtszustand ist erreicht und wird erst bei Veränderungen der Erosionsleistung gestört (AHNERT 1954, ROHDENBURG 1987).

 

Solche Theorien innerhalb der Hangforschung unter diversen Bedingungen (Klima, Geologie) scheinen mit realen Prozessen übereinzustimmen. Beim Beobachten von Hangformen in verschiedenen Klimazonen fällt jedoch auf, daß nicht alle Hänge durch grundlegende Hang- und Fluvialprozessforschung allgemeingültig einzuordnen sind, da sie keine detaillierten Aussagen über Hangentwicklungen zulassen.

Computergestützte Hangmodelle entspringen dem Wunsch, real auftretende Hangformen besser zu verstehen. Um dies zu erreichen, müssen die morphologischen Prozesse auf dem Hang von den Verwitterungsvorgängen zu den verschiedenen Transportmechanismen daraufhin untersucht werden, welche Transportrate sie hangabwärts in den verschiedenen Teilen des Hanges liefern bzw. zulassen.

Die Herleitung von Hangmodellen ist durch die Verbindung zwischen dem von Punkt zu Punkt variierenden Massentransport und der daraus resultierenden Entwicklung des Hanges möglich. Reliefentwicklungsmodelle können aber nur allgemeine  Beurteilungsgrundlagen liefern (YOUNG 1963, GOSSMANN 1970, AHNERT 1971, AHNERT 1973, ROHDENBURG 1976). Deshalb ist die "Verknüpfung von Modellanalysen und Geländearbeit an der Schnittstelle Materialtransport" notwendig (ROHDENBURG et al. 1967, GOSSMANN 1981).

 

Die für den Themenbereich Morphodynamik diskutierten, theoretischen Hangmodelle werden in die folgenden Kapitel eingebracht und neben induktiven Hangmodellen - teils sind computergestützte Hangmodelle auch induktiv - dargestellt.

 

3.2      Morphodynamische Prozesse und Formen

 

3.2.1    Einführung

 

Durch Klimawechsel in jüngerer Vergangenheit unterlagen die Böden und Formen einer polygenetischen Entwicklung. In den Mittelgebirgen handelt es sich um zwei Formenarten. Einerseits sind dies die unter der quartären Wirkung der Frostverwitterung entstandenen und andererseits die älteren Formen, die der Zeit der tertiären Warmzeit entstammen. Diese beiden klimamorphologischen Formenarten sind die Mechanismen mit der stärksten Prägekraft (DEMECK 1962, BÜDEL 1977, BREMER 1989).

Mit den Klimaveränderungen veränderten sich nicht nur die Verwitterungs-, Denudations und Abspülprozesse, sondern auch deren Lokalitäten : (tropisch) chemische Verwitterung auf Flächen und periglaziale Frostverwitterung und Denudation auf mäßig geneigten Flächen (SOHLBACH 1971).

Nachfolgend werden tertiäre und quartäre Hangformungsmechanismen separat beschrieben. Die holozäne Formung verdient in Kap. 3 trotz geringer Hangmodifikation im Quartär, von anthropogen beeinflussten abgesehen, ein eigenes Kapitel, um die Gesamtheit der Hangprozesse darzulegen.

 

3.2.2    Morphodynamische Prozesse im Tertiär

 

Starke physikalische Verwitterung in Trockenzeiten, starke chemische Verwitterung in Regenzeiten, kräftige Verkarstung, Abtragung und Verspülung älterer Böden mit neu beginnender chemischer Verwitterung und daraus folgende stetige flächenhafte Abtragung, passive Transport- und Förderleistung der Flüsse durch hohe Belastungen mit Schweb und Feinsand und fehlender Tiefenerosion aufgrund fehlender Erosionswerkzeuge und fehlendem Gefälle charakterisieren die  Prozesse  der tertiären (tropisch- wechselfeuchten und -ariden) Warmzeiten (SOHLBACH 1971, WILHELMY 1974, BÜDEL 1977).

Der wesentliche morphodynamische Faktor der Tropen ist nach BREMER (1972) die "differenzierte Verwitterung." "Differenziert" aus dem Grunde, da auf flachgeneigten Geländepartien aufgrund der langzeitlichen Wirkung des Wassers die Verwitterung am intensivsten wirkt und zur Abfuhr und Neubildung von Mineralen führt. Freie und steilere Felspartien bleiben davon verschont und verhalten sich resistent. Der Abtrag erfolgt dort, wo der Boden die größte Feuchte besitzt, indem Tonpartikel aufgeschwemmt werden. Flachgeneigte Gebiete werden von der Abtragung bevorzugt, wobei morphologische und geologische Grenzen nicht immer zusammenfallen.

Als fluvialmorphodynamischer Prozeß dominiert die gleichzeitige Tieferlegung von Flußarmen und Flächen, die durch Linienerosion und Flächenspülung erreicht wird. Die Flußnetze sind an tektonische Linien gebunden, das Gefälle ist durch die Verwitterungsfront bestimmt. Verschiedene Talformen und Flächen in den wechselfeuchten Tropen erwiesen sich nach Studien von BREMER (1972) als weitgehend unabhängig von der Flußarbeit. Das Verhältnis von Verwitterung und Spülung ist entscheidend für die Formung.

Dichte Flußnetze in sehr feuchten Gebieten bilden die Ausnahme, da sie durch subterrane Abfuhr als Linienvorzeichner gebildet wurden (BREMER 1972).

 

Die Klimaverhältnisse haben sich während des Tertiärs durch Temperaturabnahme und Trockenphasen stark verändert. Dies führte zu einer abnehmenden Verwitterungsintensität. Bis zum Oligozän herrschte intensive chemische Verwitterung und eingeschränkte Flächenbildung vor, später im Pliozän modifizierte ein semiarides Klima diese Prozesse (STARKEL 1961, ZENSES 1989). Da es möglich ist, daß im Savannenklima des Paläogens die Prozesse der Pediplanation verliefen, die später mit den Prozessen der Peneplenisation wechselten, kann für die im Tertiär entstandene Oberfläche eine polygenetische Verebnungsfläche angenommen werden. Zu den Vorgängen der Pediplanation kam es wahrscheinlich im Pliozän (DEMECK 1962).

Eine genaue Datierung der Klimate für das Tertiär ist kompliziert, Tatsache jedoch ist, daß im Alttertiär ein tropisch humides/wechselfeuchtes Klima herrschte, das zum Jungtertiär zunehmend trockener wurde und daß Paläomakroklimate nicht lokal beschränkt sein können (HÜSER 1972).

 

Eine gleichmäßige Landschaftsentwicklung im Tertiär wurde neben Klimaänderungen außerdem durch Tektonik gestört.

 

3.2.2.1  Formen im Tertiär

 

Die mächtigen Tropenböden sind Arbeitsböden. Sie zeigen im ganzen Profil entweder Zeichen von Vorgängen ständiger Umlagerung, Verschwemmung und Tonmineralbildung oder nach Zeiträumen tektonischer Ruhe ungestörte, verwitterte Gesteinstrukturen. Die Verlagerung der Verwitterungsbasis in die Tiefe mit den eigentlichen Prozessen der Verwitterung, Mineralneubildung und Auswaschung erfolgte in langen Zeiträumen.

 

Die Mächtigkeit feuchttropischer/wechselfeuchter Böden erreicht fast überall mindestens 3 m, häufig das Doppelte und kann u.U. das zehnfache (30 m) einnehmen.

Die starke Vernässung in Verebnungen führt zu einer tiefen und intensiven Verwitterung mit anschließender starken Denudation und Abspülung, hauptsächlich von Feinsand. Wenn unter der eigentlichen Zersetzungszone noch eine tiefgründige Vergrusungszone liegt, so können die Mächtigkeiten der Verwitterungsdecke bis 90 m betragen. (LUIS 1968, SOHLBACH 1971,BRUNNACKER 1975, BÜDEL 1977, FELIX-HENNINGSEN 1990).

 

Die tertiären Flächen besitzen eine erstaunliche Beharrlichkeit. Der Grund liegt in ihren sehr flachen Böschungen von kleiner als 2ø, vielfach kleiner als 1ø, wo Abtragungsvorgänge aller übrigen Klimate das Minimum ihrer Aktivität erreichen. Unter den damaligen klimatischen Verhältnissen besaßen die Böden eine ortsfeste Unbewegtheit bis 4ø Neigung. Steilformen und Flächen sind charakteristisch für die Tropen. Mittlere Böschungen, wie sie in gemäßigten Breiten verbreitet sind, treten demgegenüber zurück.

Ausgedehnte Verebnungsflächen haben in der gegenwärtigen Zeit Formen einer Rumpffläche, die durch die Verflachung der Abhänge von oben her entstanden ist (BÜDEL 1977).

BREMER (1989) und ROHDENBURG (1971) warnen vor Fehldeutungen beim Erkennen von Rumpfflächen, da oftmals Flächen nur Übergangsflächen, Treppen oder Lokalverebnungen sind und somit einem neuen Entwicklungszyklus angehören.

Die Theorie von BÜDEL, daß alle Flächen mit Hangneigungen unter 2ø Rumpfflächen darstellen, wurde in den letzten Jahrzehnten von Autoren widerlegt (LUIS 1968, ROHDENBURG 1971, BREMER 1989).

Die Indikatoren tertiärer Bodengenese sind bekannt und in zahlreicher Literatur beschrieben. Anstehende Regolithe im Westerwald sind z.B. Reste von mächtigen Bodenbildungen. Die quartäre und rezente Regolithbildung ist hier von untergeordneter Bedeutung. Während Regolithe in australischen Untersuchungsgebieten z.B. flächendeckend verbreitet sind, findet man sie in den Deutschen Mittelgebirgen nur noch in mehrere Meter breiten und tiefen Verwitterungstaschen (KUBINIOK 1988).

 

Großräumige Hebungen und Senkungen im Tertiär veränderten weiterhin morphodynamische Prozesse. LUIS (1953) nimmt für das Alttertiär eine reliefierte Landschaft an, die von breiten Muldentälern mit sanften Hängen mit relativ großer Taltiefe (bis 200 m) durchzogen wird. Diese Täler wurden innerhalb tektonischer Stillstandsphasen zugeschüttet. Je nach Hebungs- oder Senkungsbeiträgen (HÜSER (1972) : Rheinisches Schiefergebirge) können die Täler weiter zugeschüttet oder ausgeräumt werden. Die außerhalb befindlichen Rumpfflächen fungieren dabei als Liefergebiet und werden somit noch einmal überformt.

 

An der Pliozän-Quartär-Wende wandelte sich das Klima. Die Reliefenergie war allgemein größer. Um die historische Talbildung genau zu rekonstruieren, bedarf es vieler Kenntnisse über das pliozäne Relief der Mittelgebirge (Vorhandensein und Tiefe von Tälern). Solche Ansätze finden sich in  HÜSER (1972), LUIS (1984) und FELIX-HENNINGSEN (1989).

Pliozäne Klimate verursachten grundsätzlich konvexe Hangprofile mit doppelt hoher Transportrate und doppelt hoher Rückverlegung der Hangoberkante als unter periglazialen Bedingungen (STARKEL 1961).

 

 

Es soll hier genügen, auf die Zertalungsprozesse im jungen Tertiär und Quartär und die klimamorphologische Diskussion in ROHDENBURG (1971) hinzuweisen, da keine paläoklimatischen Arbeiten über das Arbeitsgebiet vorliegen, die die Talentwicklungsphasen exakt datieren. Ergebnisse aus morphologischen Studien, welche die Mittelgebirge während der Pliozän/Quartär-Wende beschreiben, werden in Kapitel 3.2.3 behandelt.

 

Für das Rheinische Schiefergebirge z.B. nimmt HEINE (1970) in alttertiärer Zeit eine "relativ einförmige Ebene" an, die von Senkungsbereichen, in denen fluviale Ablagerungen sedimentiert wurden, getrennt waren. In diesem tropisch und/oder subtropischen Klima war das ganze Gebiet von einer mächtigen Verwitterungsdecke überzogen. Im Oligozän begann die Umlagerung und Abtragung der Verwitterungsdecke inmitten einer flachwelligen Rumpffläche durch eine verstärkte Flußtätigkeit.

Unterschiedliche Hebungsbeiträge seit dem Miozän und aride Klimaphasen prägten die weitere Großformung. Es bildeten sich Talnetze und Verwitterungsdecken wurden ausgeräumt.

 

Die im Pliozän beginnende Zertalung wurde neben weiteren tektonischen Verstellungen durch eine größere Aridität ausgelöst. "Die Formung schwach geneigter, verebneter Oberflächen wird semiariden Pedimentationsprozessen zugeordnet (...) Im ausgehenden Pliozän ist das Gewässernetz (...) durch trogartige Taleintiefungen weitgehend fixiert (...) Außerdem ist in postpliozäner Zeit eine rasche, fast linienhafte Eintiefung (...) festzustellen" (HEINE 1970).

 

3.2.3    Morphodynamische Prozesse im Quartär

 

Aufgrund der relativ starken pleistozänen Formung umfasst das Quartär folgend die kaltzeitlichen Abschnitte (holozäne morphodynamische Prozesse unter Kap. 3.2.4).

Zyklische Klimaveränderungen, betreffend Temperatur und Niederschlag, bedingen im Quartär grundlegend zwei Abschnitte (ROHDENBURG 1971) :

 - die kalte Zeit mit starken Formungsaktivitäten

 - die warme Zeit mit geringem Hangabtrag

Die quartären Formungsbildungen können durch folgende Prozesse und Bedingungen charakterisiert werden :

Starke, tief in den Untergrund greifende Frostverwitterung, geringe chemische Verwitterung mangels Wärme, Dauerfrostböden mit sommerlichem Auftauhorizont, Solifluktion, auf ebenen Flächen Frostmusterböden, bei größeren Hangneigungen Bodenfließen, starke Tiefenerosion und flächenhafte Abtragung, fluviale Akkumulation und Seitenerosion, solifluidale Hangfußverschüttung und Bodenbildung in den Interglazialen (BLENK 1962, WILHELMY 1974).

Nicht nur zunehmende und teilweise ruckartige Hebung (präquartär und quartär) vieler Mittelgebirge und Meeresspiegelschwankungen verstärkten die Abtragung der gebildeten Verwitterungsdecken und das Einschneiden der Flüsse. Im Bereich der miozän angelegten Spülmuldentäler begann die klimabedingte Einschneidung der Flüsse, die auch ohne Höhenveränderungen denkbar wäre.

Großflächige Erosion der Decken erfolgte wahrscheinlich bereits im Pliozän (Abbildung 7), u.a. mit Talbildung und geringer oder fehlender Eintiefungstendenz. Die Erhöhung der Reliefenergie nach tektonischen Verstellungen und periglaziale Morhodynamik führten im Quartär zu einer raschen Zertalung. Die Nebenflüsse drangen durch rückschreitende Erosion immer weiter in Richtung der Wasserscheiden der schwächer gehobenen Hochflächen vor. Ehemalig zusammenhängende Rumpfflächen wurden durch den starken denudativen Angriff (Abbildung 7) in kleinere Flächeneinheiten aufgelöst und Wasserläufe legten in tiefen Taleinschnitten und unteren Hangabschnitten mit schwächer verwitterten Zonen das unverwitterte Gestein frei. Die Zertalungsbeiträge sind regional sehr unterschiedlich. In großen Teilen Mitteleuropas beträgt die Taleintiefung durchschnittlich zwischen 100 bis 200 m.

 

Abbildung 7 : Positionen der Denudation unter tropoidem und

              kaltzeitlichem Klima

 

 

                                              ZENSES (1989)

Zwischen den beiden Abschnitten Pliozän/Quartär liegt ein Abschnitt, der einerseits morphogenetisch noch gebietsweise durch Flächenbildung auf weicheren Gesteinen gekennzeichnet ist. Diese Neigung zur Schwächung der Denudation wird im Altquartär geringer. Die Überleitungszeit ist  durch primär flache Schotterdecken und bergfußartige Bildungen gekennzeichnet. Erst mit dem Beginn des Eiszeitklimas kamen Erosionsphasen gegen Ausgang der einzelnen Eiszeiten hinzu.

Die Zwischenzeit war besonders geeignet für Richtungsänderungen von Flußläufen, von tektonischen Verstellungen abgesehen. Der Grund dafür war einmal die nachlebende Flächenbildung entlang wichtiger Talzüge und andererseits deren abgeschwächte Intensität. BRUNNACKER (1975) betont in diesem Zusammenhang den eigenständigen Abschnitt der Übergangszeit, der nicht mehr subtropisch im Sinne der vorangegangenen Zeit ist.

 

Abbildung 8 verdeutlicht die unterschiedlichen Transportraten während des Pliozäns und Quartärs auf Hängen. Darunter zeigt Abbildung 9 aus den Transportraten resultierende mögliche Hangformen, die in weiteren Kapiteln behandelt werden (vergl. Kap. 3.2.3.1.1).

 

Abbildung 8 : Transportraten während des Pliozäns und

              Quartärs

 

                                             STARKEL (1961)

 

Der Materialtransport nimmt im Pliozän (Linie 1, a1) hangabwärts bei Weitertransport des Materials stetig zu. Akkumulationen am Hangfuß bewirken eine Schwächung der Transportkraft (a2). Das Ergebnis der maximalen Zurückweichung am Mittelhang (waagerechte Linie) wäre ein konkaves Hangprofil (Abbildung 9, Linie 2).

Der starke Anstieg der quartären Transportkraft (Abbildung 8,Linie 2) am Oberhang ist auf Solifluktion zurückzuführen, der Abfall am Hangfuß ebenfalls auf Akkumulationen (b2). Die maximale Hangzurückverlegung verschiebt sich auf die oberen Hangpartien und verursacht das konvex-konkav-Profil (Abbildung 9, Linie 3). Linie 1 zeigt in Abbildung 9 das Initialprofil. Die Schicht (+) in

 

Abbildung 9 stellt ein resistentes Gestein dar.

 

Abbildung 9 : Hangformen während des Pliozäns und des

              Quartärs

 

                                             STARKEL (1961)

Auf Resten ehemaliger Rumpfflächen blieben letztlich mehr oder weniger mächtige Relikte der tertiären Verwitterungsdecke erhalten. Dazu gehören beispielsweise Kaolinisierungszonen, Vergrusungszonen, Latosole, Terrae calcis mit Bodenerzlehm, Ockerlehm, Kalksteinrotlehm und -braunlehm. Dazu kommen bodenartige Bildungen wie Dolomitaschebildung, Rötelbildungen, Verkieselungen, Limonitschwartenbildung und Oxidationsvorgänge. Akkumulationen des verlagerten, tertiären und leicht mobilisierbaren Materials sind als strukturloses Substrat (Graulehm) auch oft im Basissubstrat nachweisbar (ROHDENBURG 1968, BRUNNACKER 1975, ANDRES 1989, FELIX-HENNINGSEN 1990).

 

Periglaziale Bodenbildungen zeigen keine Ansätze von Tiefenvergrusung, was auf die Tiefe der Auftauhorizonte zurückzuführen ist, die gegenwärtig in Spitzbergen 0,1-1,5 m, N-W-Alaska 0,5-1,5 m und N-Asien 0,3-1,5 m beträgt. In Mitteleuropa wird generell für das Quartär, ebenfalls im Auftau-Endzustand in der zweiten Augusthälfte, eine Auftauhorizonttiefe von 1-2 m Tiefe angenommen, für den Harz unter 0,7 m (HÖVERMANN 1953, KARRASCH 1970, KUBINIOK 1988).

 

In den Hügel- und Gebirgslandschaften dominierte als Hangentwicklungsprozeß die Frostverwitterung, in den Flachlandschaften die Solifluktion.

Die Frostverwitterung liefert neben Skelettanteil bevorzugt feinere Komponenten der Grobschluffgröße, die keine Bindigkeit und wenig Quell- und Schrumpffähigkeit haben. Die Lieferung dieser Komponenten ist stark vom Feinheitsgrad des Anstehenden abhängig. Gesteinswechsel führen so zu einer stärkeren Differenzierung der Sedimentausbildung. Relativ zur chemischen Verwitterung spielt bei der Frostverwitterung die Natur des Ausgangsgesteins eine wichtige Rolle. Feinschichtige und feste Sedimentgesteine liefern z.B. splittrige Bruchstücke, dickbankige eher grobe Blöcke.

Die Solifluktion, die schon bei wenigen Neigungsgraden von 2-3ø einsetzt, ist unter feucht-kalten Bedingungen bei weitgehender Vegetationsarmut möglich. Feinerde als Medium und Skelett werden gleichzeitig hangabwärts verlagert. Das transportierte Material wird hangparallel eingeregelt und bildet dünnschichtige Lagen. Die Denudationsleistung der Solifluktion ist zwar auf flachen Hängen gering, erreicht auf geneigten Hängen aber recht große Ausmaße. Niedrige Tundren- oder Mattenvegetation hemmt die Solifluktion, die selbst unter diesen Bedingungen noch bis 2ø Neigung die Oberfläche zu modifizieren vermag.

 

Der hauptsächliche Formungsmechanismus bis 12-15ø Neigung war die Solifluktion, die alle Korngrößen erfasste, darüber schwerkraftgebundene Hangabwärtsbewegung. Selbst bei geringen Neigungen sind die periglazialen Prozesse noch zu großen Abtragsleistungen fähig. Bei der Solifluktion wird das Korngrößenspektrum  neben der Hangneigung zum grundlegendsten Einflußfaktor (BÜDEL 1962, GOSSMANN 1970, ROHDENBURG 1971).

 

Die Solifluktion war  nicht der einzige Abtragungsvorgang, da mit ihm immer ein vielfältiger Abspülungsvorgang verbunden ist, so daß das Gesamtbild der Denudationsvorgänge auf dem Hang viel bunter ist. Dabei sind beispielhaft Materialtransporte durch sickerndes Wasser und die darauf zurückzuführende Abnahme des Ton- und Feinschluffgehaltes oder die unterirdische Ausspülung zu nennen, die hauptsächlich Feinerde z.B. in Klüfte bewegt. Die Abspülung ist an feucht-warme Bedingungen gebunden, vorwiegend also in der Abschmelzphase. Diese Prozesse wirken sehr stark bei der Blockfreilegung mit.

Materialsondierungen, -vermengungen und Frosthebung in den periglazialen Decken sind an Frostwechselprozesse gebunden. Hier kommt der Kryoturbation eine große Bedeutung zu. (BÜDEL 1961, GOSSMANN 1970, SCHROEDER & FIEDLER 1977).

Bei günstigen geologischen Verhältnissen kam es an den Hängen zu ausgedehnten Rutschungen, in Verebnungen aufgrund der starken Vernässung und nachfolgenden geringen Auftautiefe zu einer schwachen Entwicklung eines periglazialen Frostbodens (DEMECK 1962).

Der denudative Abtrag am Hang wurde durch die Zerrüttungszonenbildung und dem dort abfließenden Wasser begünstigt, wohingegen er an  Steilhängen durch den schnellen Wassertransport und der daraus resultierenden Trockenheit stark reduziert wurde. Demnach kam es hauptsächlich nur an mäßig geneigten Hängen zu periglazialen Formungsprozessen (ZENSES 1989). Andererseits fallen Rutschungen, Runsenzerschneidungen und Lawinentätigkeit ebenfalls unter periglaziale Formungsprozesse, da sie unter bestimmten Bedingungen, in diesem Falle periglazialen, in Erscheinung treten.

Allgemein war Materialabtrag von den oberen Hangpartien in die Senken die Folge. Die Flächenspülung übte ihre größte Wirkung während der Schneeschmelze aus  und war nicht nur auf die Oberfläche der Decken beschränkt, sondern erfasste einheitlich das ganze Profil des Austaubodens bis zur Oberfläche des Permafrostbereiches, meist unter 0,7 m mächtig (DEMECK 1962, STARKEL 1962, BÜDEL 1977).

Die zunehmenden Schuttmassen verschütteten die Talhänge, jedoch reichte die Transportkraft nicht aus, um den von den Hängen lateral anfallenden Schutt wegzutransportieren. Der fortschreitende denudative Hangabtrag wurde durch die hangaufwärtsschreitende Verschüttung eingeschränkt (STARKEL 1961, SOHLBACH 1971, ZENSES 1989).

 

Das Maximum der Prozesse während der Spätphase Glazial/Anfang Interglazial (oder Holozän) war durch Erosion mächtiger Akkumulationsdecken am Bergfuß, Herauspräparieren von Felsen mit hoher Resistenz gegen Solifluktion und Rutschungen, wo Gesteine für Rutschung geeignet waren, eventuelle Freilegung, geprägt.

Das Ende eines Glazials sorgte für die Ausräumung der Akkumulationsdecken aus Tälern und das Absinken der Denudationsbasis durch Talsohlenvertiefung. Tiefe chemische Verwitterung, tiefe Infiltration, Vegetationsbedeckung, flächenhafte flachgründige Massenbewegung und Bildung eines unterirdischen Wassernetzes führten zur Freilegung von Felsen auf Denudationshängen, Hangzergliederung durch Erosionstälchen und zu Rutschungen über Hangknicken (STARKEL 1962, HEINE 1970).

 

Die an größeren Flüssen gewonnen Forschungsergebnisse, denen zufolge Aufschotterung und Seitenerosion im Frühglazial erfolgten, während Taleintiefungen charakteristisch für das Spätglazial waren, sind an kleineren Flüssen nicht anwendbar, da einerseits jeder Bach sein Eigenleben geführt hat, andererseits klimatische Verhältnisse in den Glazialen wechselten (FRÄNZLE 1972, SEMMEL 1972).

Was die Deckenausbildung während der quartären Kaltzeiten in gletscherfreien Gebieten Mitteleuropas betrifft, kam es zusammenfassend zu folgenden, wesentlichen Bildungen :

 

 - Solifluktionsschutt- bzw. Blockschuttdecken

Unter Solifluktionsschutt- und Blockschuttdecken fallen skelettreiche Ablagerungen (eingeregelte Blöcke), die aus hangabwärtigen, laminaren Bewegungen des Auftaubodens resultieren. Schräg zur Oberfläche liegende Steine deuten auf Frosthub und oberflächennahes Skelett auf Materialdurchspülung hin.

 

 - Frost- und Fließerden

Frost- (kein Transport) und Fließerden sind  durch intensive Verwitterungsvorgänge, ausgesprochene Klastizität des Gesteins, warmzeitliche Verwitterungsvorgänge und/oder durch differenzierte Verlagerung des Materials feinerdereicher als Solifluktionsschuttdecken. Frosthub führt ebenfalls zur Materialsortierung.

 

 - Lößdecken

Der Solifluktionslöß ist durch seinen karbonatfreien hohen Lößanteil charakterisiert und weist paralleles Fließgefüge auf, worin solifluidal zugeführtes Material (geringer Skelettanteil) mitgeführt wird.

Unverwitterte, karbonathaltige Fluglösse weisen ein säulig-prismatisches Vertikalgefüge auf und sind fremdmaterialfrei.

Die Zwischenstellung zwischen Solifluktionslöß und Fluglöß nimmt der Fließlöß ein. Er kann aufgrund seines schwachen laminaren Fließgefüges und geringen Fremdmaterialanteils als gering transportierter Fluglöß angesehen werden.

 

 - Fluviale Ablagerungen

Ablagerungen, die fluvial transportiert und akkumuliert sind, bestehen größtenteils aus stark sandigen bis lehmigen und gerundeten Kiesen und Schottern.

 

Die Übergänge zwischen den aufgeführten Bildungen sind oftmals kaum zu erkennen und können durch Kryoturbation stark gestört sein (SCHILLING & WIEFEL 1962).

 

3.2.3.1  Formen im Quartär

 

Wegen der relativ geringen Intensität der gegenwärtigen Prozesse blieben periglaziale Formen bis heute erhalten, da sich die Hangweiterbildung nur partiell vollzog und sie keiner grundlegender Umgestaltung unterlag (DEMECK 1962, STARKEL 1962, SOHLBACH 1971). Quartäre Akkumulationen vermögen als korrelate Ablagerungen alle Denudationsprozesse zu rekonstruieren, wo die Abtragung geringer als die Verwitterungsgeschwindigkeit war (DEMECK 1962, ROHDENBURG 1971).

Aufgrund des relativ großen Formenschatzes wird folgend zwischen Groß- und Kleinformen unterschieden, wobei die Kleinformen dem Maßstab entsprechend (1:25000) in den Hintergrund treten.

 

3.2.3.1.1  Großformen

 

Großräumige Flachformen der tertiären Reste blieben erhalten. Sie sind im Anstehenden vorgegeben und zwingen neu aufkommende, andersartige Mechanismen zu einer an die Altform angepassten Tätigkeit unter weitgehender Erhaltung des Reliefbildes. Es handelt sich nach BÜDEL (1977) um eine "traditionale Weiterbildung" von Flächen.

 

Allgemein fehlt in periglazialen Klimaten die Tendenz zur Hangversteilung in Gesteinen, so daß "mittlere Neigungen recht häufig sind" (ROHDENBURG 1971). Die auf mäßig geneigten Oberflächen aus Lockermaterial vorherrschende Solifluktion, Abspülung und Hangverflachung führte in den weniger widerstandsfähigen Gesteinen der Flachlandschaften zu weichen Formen, indem sie Hangeinschnitte auf flachen und mittleren Böschungen schließt (DEMECK 1962).

 

Die hangabwärts gerichtete Gesamtversetzung des Auftaubodens unter einem konvex gekrümmten oberen Hangteil zu den Altflächen beginnt bei Neigungen von größer als 2ø. Die Solifluktion wirkt am flachen Oberhang kaum, es kommt zu einer leichten Krümmung dieses Hangabschnittes. Mit Zunahme des Hangneigungswinkels tritt die Abspülung mehr in den Vordergrund, deren Gesamtleistung in Regenperioden als Wirkung von Kleinkatastrophen, die sich summieren, nicht geringer als die der Solifluktion ist. Spülvorgänge werden durch Änderung der Solifluktionsprozesse (Sortierungsarten) bei Neigungen über 12ø besonders wirksam.

Wenn die Neigung 25ø überschreitet, gewinnt die Abspülung in den Verwitterungsdecken in Form von Rillen- und Runsenbildung die Oberhand, bei kleinen Korngrößen auch schon unter 25ø (Schiefer oder Mergel). Über 30ø Neigung vereinigen sich Runsen zu steilen Erosionssystemen. Der vermehrte Zulauf von Wasser und gleitfähigem Feinmaterial lässt in unteren konkaven Hanpartien die Decke weiter hangabwärts wandern, so daß hier Massenbewegungen größer als bei Neigungen von 11ø sein können. Die Hangprozesse enden mit einem Oberflächen-Texturboden (ROHDENBURG 1971, BÜDEL 1977).

 

Nach berechneten Hangmodellen nimmt GOSSMANN (1970) für diese Prozesse ein Kriechmodell (gesamter Abtragungsbereich konvex, gesamter Akkumulationsbereich konkav) oder eine Mischform zwischen Kriech- und Spülmodell (nur Hangoberkante konvex, Konkavität weit in den Abtragungsbereich) an, je nach Ausprägung des Akkumulationsbereiches am unteren Hang. Der Spülprozeß in den unteren Hangpartien arbeitet gegen die Verflachung des Hanges (Abbildung 10). Einführend zeigen seine Modelle folgende Gesetzmäßigkeiten :

 

Abbildung 10 : Hangformentwicklung während des Quartärs

               ohne Akkumulationsbereich

 

 

                                            GOSSMANN (1970)

Abbildung 11 : Hangformentwicklung während des Quartärs

               mit Akkumulationsbereich

 

 

       Symmetrische Bedingungen am Hangfuß und an

       der Hangoberkante (Abtragung=Akkumulation)

 

                                            GOSSMANN (1970)

Da in der Natur die periglazialen Unterhänge eine Konkavität aufweisen, "wäre die Mischform realistischer", die in Abbildung 12 dargestellt ist. Der scharfe Übergang von der Hochfläche zum Hang wird angegriffen und im Laufe der Zeit mehr zugerundet, so daß der horizontale Rückgang der Hangoberkante um ein Vielfaches höher als der vertikale ist (GOSSMANN 1970).

 

Abbildung 12 :  Hangformentwicklung während des Quartärs :

                Mischform zwischen Spül- und Kriechmodell

 

                                            GOSSMANN (1970)

 

Von der Bildung einer Hangneigung von 25-35ø im Konvexbereich und 4 - 8ø im Konkavbereich spricht STARKEL (1961).

Nicht nur Solifluktion, sondern auch Abspülung allgemein und speziell des beim Transport weiter verwitterten Materials, das schon im Mittelhang bessere Abspülungsmöglichkeiten bietet, verursachen die Konkavität des Unterhanges, der Neigungen von 15 bis 18ø bei Überschüttungen erreichen kann.

Die Konvexität des Oberhanges durch Solifluktion ohne Weitertransport durch Abspülung ist in den Modellen von KIRBY (1992) dargestellt. Ein senkrechter Hang entwickelt sich zu einem flachkonvexem Gebilde, das um das zweifache tiefergelegt wird als bei Kriechmodellen (KIRBY (1992) sieht die Solifluktion neben Kriechen und Abspülung als eigenständigen Hangprozeß).

 

Diverse morphoanalytische Beispiele in der Literatur unterstreichen das Modell von GOSSMANN (1970) : Die verschiedenen quartären Hänge zeigen gleiche Entwicklungstendenzen zum konvex-konkav Profil (STARKEL 1961).

Zum gleichen Resultat unter den gegebenen klimatischen Bedingungen kam auch BÜDEL (1961) : Am konvexen Oberhang dominiert Solifluktion, bei einer gewissen Steilheit beherrscht die Abspülung den Hangabschnitt, die Solifluktion tritt mangels Feinmaterial ganz zurück und unter einem kurzen Abschnitt der Runsenspülung tritt am Unterhang die Zufuhrsolifluktion in Erscheinung.

 

Abbildung 13 : Hangform während des Quartärs :

               dreiteiliger Hang

 

 

 

 

 

                                               BÜDEL (1961)

 

Desweiteren soll noch auf eine Arbeit verwiesen werden, die mehrere Gebiete umfasst : In N-, Zentral-Wales und in der N-Eifel sind die Oberhänge hauptsächlich konvex mit durchschnittlich 5-9ø, der Mittelhang flach   mit 10-17ø Neigung und der Unterhang konkav ausgebildet (Sandstein), sofern keine Terrassierung vorliegt (N-Eifel). Eine ganzkonvexe Form tritt nur bei Härtlingen auf (ZENSES 1989).

Die Modelle von ROHDENBURG et al. (1976) ergaben, daß nicht die prozeßabhängigen Formenunterschiede zwischen Massenbewegung und Abspülung den Hang primär formen. Konvexe Hänge kommen durch Massenbewegungs- und/oder Abspülungsprozesse zustande. Für Massenbewegungen ist nur der Hangwinkel, für Abspülung der Hangwinkel und die Entfernung der Hangoberkante maßgeblich. Unterhangformen sind bei Abspülung an das Hang-Vorfluter-Verhältnis gebunden.

D.h., daß sich konvexe und konkave Hangpartien sowohl durch Massenbewegung als auch durch Abspülung entwickeln. Konkavitäten entstehen durch Massenbewegungen nur im Akkumulationsbereich und bei Abspülungsprozessen im Abtragungsbereich. Konvexe Hangelemente können durch beide Prozesse gesteuert werden.

Für Hänge ohne Solifluktion im steilen Mittelhang  wird ein Modell mit sehr flachkonvexem Oberhang und mit einer sehr weit in den Abtragungsbereich reichenden Flachkonkavität angenommen.

Eine Ausnahme bilden Hänge, deren Profil sich durch starke Seitenerosion konvex modifiziert (GOSSMANN 1970). In einer weiteren Arbeit geht GOSSMANN (1981) konkret auf diese Erscheinung ein, die in den Anfängen der theoretischen Hangmodellbildung nur als Randerscheinung auftrat oder im Zusammenhang mit den Prozessen im Interglazial genannt wurde. Er stimmt mit ROHDENBURG (1976) überein, daß auch Spülmodelle bei genügend starker Vorflutereintiefung ein konvexes Hangprofil liefern, insbesondere dann, wenn der Hangfußpunkt immer gerade so schnell tiefergelegt wird, wie es eine Extrapolation der Transportfunktion über diesen Punkt hinaus erfordern würde.

Die Transportfunktion wächst mit Abstand von der Hangoberkante stärker als linear, abweichend vom reinen Spülmodell, deren Abtragungsstärke linear von der Hangoberkante aufgrund der Zunahme der abfließenden Wassermenge wächst, so daß die unteren Hangprofile stärker abgetragen werden (Abbildung 14). Es bildet sich ein konvexer, mit zunehmender Zeit immer steiler werdender Hang (ROHDENBURG 1975, GOSSMANN 1981, AHNERT 1987), wie ihn BLENK (1962) ZENSES (1980), BURGER (1982) und SIEGBURG (1987) in verschiedenen Gebieten deuteten.

Ein Hangknick oberhalb des von Lateralerosion beeinflussten Hangabschnittes stellt in diesem Zusammenhang einen Indikator dar.

Eine geringe Tiefenerosion bzw. eine verstärkte Denudation führt dagegen als Folge makroklimatischer/tektonischer Prozesse zur Flachhangentwicklung und geringerer Reliefeinebnung (AHNERT 1987).

 

Abbildung 14 : Hangentwicklung unter Einfluß

               von Tiefenerosion

 

   

 

 

   Die Transportrate wächst weniger als linear (oben) und

   mehr als linear (unten)

                                   ROHDENBURG et al. (1976)

Abbildung 15 : Hangentwicklung unter Einfluß

               von Tiefenerosion

 

 

 

   Reliefentwicklung bei periodisch veränderter Fluß-  

   eintiefung

 

                                   ROHDENBURG et al. (1976)

Auch AHNERT (1971) beschäftigte sich mit Hilfe von Computer-Modellen mit Veränderungen durch erosive Tätigkeit des Vorfluters. In Abbildung 16 herrscht Tiefenerosion vom Ausgangsprofil bis Hangprofil 201 bei physikalischer Verwitterung und einer Prozeßkombination aus Kriechen und Abspülung. Darunter ist der Transport für ein paralleles Zurückweichen des Hanges zu gering.

Abbildung 16 : Hangentwicklung unter Einfluß

               von Tiefenerosion

 

 

 

                                              AHNERT (1971)

AHNERT (1987) unterstreicht die Wichtigkeit der erosiven Prozesse des Vorfluters für die Hangentwicklung und erhält ähnliche Ergebnisse wie die prozeßabhängigen Modelle von GOSSMANN (1970), unter der Bedingung, daß zwischen Vorflutereintiefung  und Transport vom Hang  ein Gleichgewicht herrscht (eine Akkumulation des transportierten Materials bleibt im Modell bei Waschprozessen ferner aus). Eine relativ geringere Vorflutereintiefung führt in allen Fällen zu gleichen, jedoch flacheren Formen.

Die Diskrepanz dieser Ergebnisse mit denen von ROHDENBURG (1976) (siehe oben) beschränkt sich nur auf die Endformen. Abhängigkeiten der Prozesse von Hangneigung, Distanz zur Hangoberkante, etc. kongruieren.

 

Weitere Überlegungen zeigen, daß die Flußerosion zwar das Hangprofil zu modifizieren vermag, aber ein neuer Aspekt eine wichtige Rolle spielt : Die Gesteinsresistenz der Hangoberkante.

Zurückverlegen der Hangoberkante, wie oben bei der "Mischform" beschrieben, beinhaltet ein Vergrößern des Einzugsgebietes des gesamten Hanges und eine daraus resultierende Konvexizität im Oberhang. Findet jedoch an der Hangoberkante wegen eines dort offen anstehenden harten Gesteins oder grobkörnigen bis grobblöckigen Schuttes keine Abspülung statt, so bildet sich ein gesamtkonkaver Hang (mit oder ohne Vorflutereintiefung). Hänge aus Mergel und Tonen tendieren unter Einfluß einer Vorflutereintiefung zur flachkonvexen Form, ohne Vorflutereintiefung zur "Mischform" (GOSSMANN 1981).

Auf steileren Hängen dominiert eindeutig die Abspülung, bei fehlendem Feinmaterial fehlt die Solifluktion ganz. Das Ergebnis sind flachkonvexe Oberhänge, flachkonkave Unterhänge und ein sehr steiler Mittelhang (GOSSMANN 1970).

An den aus festen Gesteinen gebildeten Hängen  mit senkrechter oder waagerechter Klüftung herrscht paralleler Rückgang vor. Es entstehen mäßig geneigte Felsoberflächen durch das Fehlen des Solifluktionsbereiches.  Voraussetzungen sind hartes Gestein und grobkörnige Verwitterungsprodukte ( DEMECK 1962, GOSSMANN 1970, GOSSMANN 1981).

Die Erosion dringt von unten zu energetisch vor, daß dort ein scharfer Konvexknick ausgebildet sein kann.

Die Gesamtform wäre konvex. Wenn an der Hangoberkante leicht verschwemmbares Material vorliegt, unterliegen die Hänge einer Abtragung von oben (GOSSMANN 1981).

 

Abbildung 17 : Hangentwicklung bei verschieden resistenter

               Hangoberkante

 

 

   Reliefentwicklung bei verschieden resistenter Hangober-

   kante bei Spülmodellen :

     - A  ohne Vorflutereintiefung

     - B  mit Vorflutereineintiefung)

     - A I mit verschieden starker Gesteinsresistenz

     - A II mit verschieden geringer Resistenz

                                            GOSSMANN (1981)

Für hohe Abhänge der tiefeingeschnittenen Täler mit einer Neigung von 20-30ø sind stufenbildende Formen kennzeichnend. An den Hängen wechseln Abschnitte geringerer Neigung mit verschieden hohen, senkrechten bis überkippten Wänden. Die Felswände sind Austritte des Grundgesteins mit intensiver Frostverwitterung, die Frostkliffe, die je nach Verwitterungsstärke große Mengen Material für die Denudationsvorgänge  liefern. Dabei werden die Gesteine bis in große Tiefen aufgelockert (Klufthöhlen bis 20 m unter der Erdoberfläche). Am Fuße bilden sich Blockmeere, -felder und -halden (DEMECK 1962).

In tieferen und größeren Tälern führt die Entwicklung zum dreiteiligen Hang. Wegen der Hangsteilheit hat sich die Zone der Hangzerschneidung gewaltig ausgedehnt, so daß eine scharfe Kante gegen die Altfläche ausgebildet wird. Es kommt zum völligen Abreißen der Denudation und Erosion : Tief zerrunster Oberhang, zerkerbter Mittelhang und flacher Unterhang (BÜDEL 1977).

 

Es sei außerdem noch zu erwähnen, daß ein hohes Längsgefälle der Flüsse eine Steilhangentwicklung und die daraus resultierende Abnahme der Deckenmächtigkeit bewirkt. Mit ansteigendem Längsgefälle der Tiefenlinien wird die Eintiefung der Flüsse aufgrund zunehmender Fließgeschwindigkeit intensiviert. Die angrenzenden Unterhänge werden in solchen Zonen stark in Mitleidenschaft gezogen. Dieser Effekt ist deutlich an Hangpartien erkennbar, die keine rezenten Wasserläufe besitzen. Insgesamt stuft SIEGBURG die relative Formung als mittel ein (SIEGBURG 1987).

 

Einen besonders für Kaltzeiten charakteristischen Einfluß übt der Löß auf die Hangformung und Ausbildung von Verwitterungsdecken aus.

Geht man davon aus, daß der Löß im Quartär generell in allen Expositionen recht gleichmäßig zur Ablagerung kam, so unterlag er jedoch an denjenigen Hängen, die einen bestimmten Böschungswinkel überschritten, den verstärkt ablaufenden denudativen Abtragungsprozessen (vorweg wahrscheinlich der Abspülung) und blieb daher insbesondere in flacheren Bereichen erhalten. Somit kann der Löß verstärkend, jedoch nicht auslösend, zur Flachhangentwicklung beitragen.

Da der Löß aufgrund langzeitlich richtungsabhängiger Winde in manchen Expositionen bevorzugt akkumuliert wurde und dabei die Anlagerung im unteren Hangbereich überwog, kann die Hangverflachung primär auf Lößsedimentation zurückgehen.

Vollständig im Löß ausgebildete Oberflächenformen (Dellen, Tälchen) waren gegen Abspülungsprozesse besonders anfällig und für eine Flachhangausbildung prädestiniert (SIEGBURG 1987).

 

3.2.3.1.2  Kleinformen

 

Die im Quartär gebildeten Kleinformen und die Bedingungen, unter denen sie entstanden, sind ausreichend bekannt. Da die Kleinformen zwar den Hang zu modifizieren vermögen, sie durch ihr lokales Auftreten zum Thema jedoch nicht beitragen, werden folgend nur ausgewählte Kleinformen kurz beschrieben.

 

Trichterförmig verbreiterte Talböden und der anschließende  Schwemmfächer sind periglazial-fluviale Akkumulationen der letzten Eiszeit. Die Abfolge Kerbtal unterhalb des Kerbensprungs, Muldental, Muldensohlental am Unterhang von Nebenflüssen im N-W-Harz wurde von BLENK (1962) untersucht :

Mulden- und Muldensohlental sind durch periglazialen Hangschutt eingemuldet. Es bildeten sich im Mittelhangbereich Muldentäler. Die keinen Bach enthaltenen Tälchen oberhalb des Kerbensprungs sind mit relativ mächtigen Wanderböden zugerundet (Abbildung 18), die sich gegenwärtig ortsfest verhalten.

 

Abbildung 18 : Typisiertes Muldental in Mittelgebirgen

 

 

                              LUIS (1968) nach BÜDEL (1944)

 

Die nach unten erhöhte Seitenerosion führte zu  Unterschneidungen und steileren Partien, so daß sich dort eine trichterförmige Öffnung bildete. Im Mündungsbereich der Nebenflüsse existieren flache Schwemmfächer.

Alte, hochgelegene Talterrassen haben ihre Schotterbedeckung durch Verwitterung und Denudation verloren, so daß sie nur noch rudimentär vorhanden sind (BLENK 1962, LUIS 1968, MÜCKE 1966 zit. in SCHROEDER & FIEDLER 1977, ZENSES 1989).

 

3.2.4    Morphodynamische Prozesse im Holozän

 

Nach Beendigung des Quartärs wirkte in den gemäßigten Breiten mäßig bis starke physikalisch und chemische Verwitterung bei jahreszeitlich wechselnden Wirkungsanteilen und Verkarstung mittleren Grades (WILHELMY 1974).

Als morphodynamische Prozesse sind Schuttkriechen, Kriechen der Verwitterungsdecke, Bergstürze, Rutschungen, Tiefenerosion in Bächen, Auswaschung, Transport und Sedimentation zu nennen. Eine rezente Wanderung von Schuttdecken ist nicht anzunehmen. Waldbestände weisen zwar Hangabwärtsverbiegungen des obersten Wurzelstücks bzw. des Stammansatzen auf, was jedoch aus Bodenbewegungen der obersten, einige cm tiefen Bodenschicht hervorgeht. Rezente Vorgänge beschränken sich mehr auf Feinmaterialverspülungen (BLENK 1962, LUIS 1968, WILHELMY 1981, BREMER 1989).

 

Hänge und Täler sind Hauptschauplätze der holozänen Abtragung und Reliefbildung. Die heutigen Flüsse, die sich zur Zeit in einer Einschneidungsphase befinden, folgen noch den zwischen einzelnen Teilschotterkegeln entstandenen Tiefenlinien der quartären Sohlen. Die rasche Erosion ist nicht nur in schmalen, steilen Kerben, sondern überall auf den breiten Schottersohlen erfolgt (BLENK 1962, DEMECK 1962, BÜDEL 1977).

 

Angefangen mit einer allgemeinen Stabilisierung des Reliefs, folgten im Holozän mehrere Phasen der Flußbettbildung, die relativ kleine Auenstufen bedingten :

 

   - Einengung des Flußbettes, Vertiefung der Kerbe

   - Besiedlung durch Auenwälder

   - Einengung des Flußbettes

   - periodische/saisonale Überflutung des Flußbettes

   - Eintiefung, Hochflutlehmbildung

   - Flußbettverengung und  Stabilisierung  der Talboden-

     bereiche

   - unregelmäßige Wasserführung,Verzweigungen als breit-

     bettiger Flachwasserfluß

 

Infolge der Hangstabilität führten die Flüsse im älteren und mittleren Holozän wenig Schweb. Die Denudation in den Waldgebieten kann als gering eingeschätzt werden. Die durch sehr langsame Akkumulation gebildeten Auenlehmdecken sind sehr dünn und tonreich (ROHDENBURG 1971). Andererseits liegt lokal eine aus den Kaltzeiten vererbte Hanginstabilität vor, die Einzelereignisse wie größere Rutschungen hervorrufen kann.

 

Die Abspülung am Hang arbeitet in kleinsten Rinnen an oder unter der Oberfläche in kleinen Schritten, wobei das Material durch Splash, sofern keine deckende Blattstreu oder Bodenbedeckung vorliegt, oder Bioturbation gelockert wird. Oberflächenabfluß, Röhrenfluß und Bodenkriechen schränken detaillierte Aussagen ein (BREMER 1989). Ortsböden und Vegetation hemmen den raschen Hangabtrag und die Schuttüberlastung der Flüsse.

Bodenkriechen tritt bei mittel geneigten Hängen mit Neigungen kleiner als 15ø auf. Als äußeres Zeichen dient der Hakenwuchs von Bäumen. Dabei findet die Bewegung so langsam statt, daß die Vegetationsdecke nicht eingerissen wird.

Hangrutschungen kommen erst auf Hängen größer 15ø Neigung vor. An der Fläche und Mengen gemessen handelt es sich um einen untergeordneten Prozess.

Die Flächenabspülung wirkt bei Neigungen unter 4ø. Der größte Abtrag existiert im konvex gewölbten und im niederen, geraden Hangteil. Im unteren konkaven ist die Abtragung am geringsten und wechselt mit Akkumulation. Der unterste Teil stellt die Zone der Akkumulation dar. Insgesamt bleiben Talhänge und Böden Vorzeitformen (BLENK 1962, DEMECK 1962, BÜDEL 1977, HARTMANN 1990).

 

 

3.2.4.1  Formen im Holozän

 

Im gegenwärtigen Klima ist die Intensität der Hangentwicklung im Vergleich zum warm-feuchten und periglazialen Klima grundsätzlich kleiner (DEMECK 1962).

Die Mittelgebirgstäler besitzen breite, steilflankige Kastentäler, die mehrere 100 m tief in die Altflächen eingesenkt sind. Unter der dünnen holozänen Auenlehm- und Auensanddecke dieser Sohlen, oftmals gestuft, liegen mehrere Meter dicke Lagen von gröberem Sand und Schotter, die nicht weiterbewegt werden. Die Talböden werden nur bei extremen Hochwässern vollständig überflutet (BÜDEL 1977).

 

Linienhafte Zerschneidungen der Schuttdecken finden sich an Talhängen. Bei Neigungen bis 12ø ist Abtragung gering, unter 27ø findet keine Zerstörung der Kaltzeit-Verwitterungsdecke statt (SOHLBACH 1971, BÜDEL 1977).  Nach LUIS (1968) sind auf Hängen mit Neigungen von 20 und mehr Grad keine Wanderschuttdecken mehr vorhanden.

Die Bodenerosion auf vegetationsfreien Flächen vollzieht sich entlang Rillen in Abhängigkeit von der Neigung (DEMECK 1962) und hinterlässt Akkumulationen am Hangfuß oder/und erhöht den Anteil des Schwebs in Flüssen :

             4 -  6ø  : schwache Erosionswirkung

             6 - 18ø  : starke  Erosionswirkung

               > 18ø  : Bildung tiefer Rillen

 

3.2.4.2  Anthropogene Beeinflussung der

         Formen im Holozän

 

Eine Periode punktweiser vermehrter Mobilität wurde durch die menschliche Waldrodung seit dem Neolithikum  ausgelöst. Dabei handelt es sich um anthropogen verstärkte Abtragungs- und Formungsvorgänge, da die Anlage der großen Formen schon weiter zurückreicht (HÖLLERMANN 1962).

MORTENSEN (1954/55) hat dafür den Begriff der "quasinatürlichen Oberflächenformung" geprägt. Die Prozesse laufen unter rein natürlichen Bedingungen, jedoch sind sie durch anthropogene Eingriffe verstärkt.

 

Kolluvium, das erodierte Bodenmaterial, transportiert und akkumuliert durch Abfluß bildete sich hauptsächlich in Perioden intensiver Landnutzung (Steinzeit, Bronzezeit). Sedimentuntersuchungen in Seen ergaben keine wesentlichen Akkumulationen von Kolluvien im Zeitraum vom 3. bis 7. Jh.n.Chr.. Starke Rodungen wurden zwischen dem 7. und 14. Jh. vorgenommen. Die Erosion stieg in diesem Zeitraum annähernd linear. Sehr hohe Erosionsbeträge erfolgten im 14. und 18. Jh. mit Ausnahme der sehr flachen Gebiete (Norddeutschland). BORK (1989) führt dies hauptsächlich auf sehr intensive Niederschläge und Anbauwechsel der Landwirtschaft zurück.

Bei hohen Niederschlägen bilden sich an den nackten oder nur schütter bewachsenen Hängen und aufrund des geringen Unterwuchses in aufgeforsteten Kiefernbeständen Gräben und Schluchten. Es kommt zur Abspülung, Zusammenschwemmung von Material und zu Feinmaterialrutschungen. Die Böden wurden entweder gekappt, ganz abgetragen oder in Unterhangbereichen durch holozäne Sedimente fossiliert (Kolluvium, Hanglehm). Lockermaterial und hohe Durchfeuchtung begünstigen Abtragungsvorgänge.

Obwohl die Umlagerungsbeträge im allgemeinen nur in der Größenordnung mehrerer Dezimeter bis wenige Meter liegen, und die Großform nicht wesentlich geändert wurde, sind oft auffällige Kleinformen, wie Abrissnischen, Waldrandstufen und Schmalrunsen entstanden (HÖLLERMANN 1962, ROHDENBURG 1971, BORK 1989).

 

BRUNNACKER (1958) konnte zeigen, daß neben alten Wäldern in Unterfranken, unter denen das volle Bodenprofil erhalten blieb, auf mäßig geneigten Flächen im Altsiedelgebiet bereits ein Drittel des Profils abgetragen wurde, so daß am Waldrand eine Stufe von einem halben Meter Höhe entstand. ZENSES (1989) fand in der Eifel Lehmdecken, die sich vom unteren Mittelhang bis zum Hangfuß erstrecken, vermutlich durch Massenbewegung nach Rodungen. Verstärkte Schwemmfächertätigkeit am Föhrenbach (Mittlerer Schwarzwald) datierte HARTMANN (1990) in die Zeit von 1405 bis 1620, aus der Akkumulationen in Seitentalnähe von bis zu 60 cm resultieren.

Viele weitere Beispiele für anthropogene Beeinflussung der Hangmorphologie in der Literatur bezeugen den Einfluß der Rodungen auf Verflachungen am Unterhang. Zusammenfassend wird von allen Autoren dieser Prozeß der Hangformung relativ zur Gesamtformung für gering gehalten.

 

3.3        Exposition

 

SOHLBACH (1971) unterscheidet grundlegend die von zwei Hängen gebildete Asymmetrie und die Reliefasymmetrie, wobei letztere bei komplexen Untersuchungsgebieten vorliegt. Eine konkrete Aussage über eventuelle Asymmetrien ist bei einer zunehmenden Größe des Untersuchungsgebietes nicht mehr möglich, so daß bei zunehmenden Tallängen mit mehreren Asymmetrien gerechnet werden muß.

Desweiteren kann man einerseits zwischen einer einphasigen und mehrphasigen, andererseits zwischen langphasigen (Frühwürm) und kurzphasigen (Spätwürm) Asymmetriegenese differenzieren. Stockwerkartiger Asymmetrieaufbau im Tal deutet auf Mehrphasigkeit (KARRASCH 1970).

 

Expositionsbedingte Verwitterungsunterschiede führen nach POSER (1948) und POSER & MÜLLER (1951) zur primären Hangasymmetrie in N-O-Richtung (Steilhang). Dies betrifft die oberen Talabschnitte und resultiert aus strahlungsbedingten  Intensitätsunterschieden der Denudation, da die südwest-exponierten Hänge früher und tiefgründiger auftauen, so daß die periglaziale Abtragung differenzierte Leistungen besitzt. Expositionsgegensätze sind an eine Minimalböschung von 2-3ø gebunden. Das Resultat sind geglättete südwestausgelegte Hänge (KARRASCH 1970, ZENSES 1989).

 

Die sekundäre Asymmetrie ist eine Folge aus lateral einseitigen, fluvialen Unterschneidungen der aufgetauten Hangseite, die eine Versteilung erfährt. Dazu zählen auch Stromstrichverlagerungen durch Einmünden größerer Nebentäler. Unterschneidungen führen zur Diskontinuität des Solifluktionsschuttes beim Übergang von den flacheren oberen zu den steileren unteren Hangpartien (KARRASCH 1970).

 

Abweichungen können durch größere Schneeakkumulationen auf strahlungsbegünstigter Talseite entstehen, wodurch die Hänge nicht mehr mit einem Sonnenhang identisch sind und es zu einer umgekehrten Asymmetriebildung kommt. Der Schnee kann je nach Art der Schmelze als solifluktionshemmend oder solifluktionsfördernd charakterisiert werden. Er kann in situ abtauen, der Boden wird durchtränkt und die Solifluktion besitzt eine höhere Intensität oder der Schnee wird auf Flächen mit stärkerer Neigung unterhöhlt, kann abgleiten und entblößt das Anstehende nach Rutschprozessen. Die Art der Vorgänge wird durch die Hangböschung bestimmt. Gesamt gesehen kann eine primäre Abhängigkeit des Schnees mit Asymmetrien ausgeschlossen werden.

 

Mit zunehmender Höhe tritt die in den unteren Gebirgslagen vorherrschende SW-Asymmetrie zugunsten einer NO-Aysmmetrie zurück. Asymmetriewechsel mit der Höhe sind allgemein Kennzeichen der höheren Mittelgebirge Mitteleuropas. Es treten auch Verschiebungen der Asymmetrien innerhalb ein und desselben Gebirges durch verschiedene Talrichtungen auf.

Es muß weiter mit einer durch Lagerungsgefälle der geologischen Schichten und mit einer durch fazielle Änderungen verursachten Reliefasymmetrie gerechnet werden. Je dünnbankiger und tonreicher das Gestein,  desto stärker sind Asymmetrien ausgeprägt. Stärker eingetiefte Täler bewirken gleiches (KARRASCH 1970).

Rezente Asymmetrieentwicklungen in den gemäßigten Breiten sind nur auf kulturelle Maßnahmen zurückzuführen. Expositionelle Unterschiede können auf vegetationslosen Hangpartien gesteigert werden. Das Resultat wäre eine NO-Asymmetrie (KARRASCH 1970, SOHLBACH 1971). Eine gegenwärtige natürliche Ausbildung von N-Asymmetrien ist mit Ausnahmen auf die Frostschuttzone und auf einen Teil der Tundrenzone beschränkt (KARRASCH 1970).

Wie Überlegungen von POSER & MÜLLER (1951) zur Asymmetrie, vor allem aber auch die Untersuchungsergebnisse von KARRASCH (1970) zeigen, erweisen sich sowohl das Asymetriephänomen als auch die Prozesse, die zur Ausbildung expositionsbedingter Neigungsungleichheit führen, als außerordentlich komplex. So erschweren die Varianzen klimatischer Faktoren und die vielen morphodynamischen Wirkungsgefüge die Erklärung der Talasymmetrien (SOHLBACH 1971).

Zahlreiche morphologische Arbeiten beinhalten u.a. das Asymmetriephänomen, wovon einige ausgewählte vorgestellt werden :

SOHLBACH (1971) fand im Solling und im Westerwald südwest-exponierte Steilhänge, die durch Prozesse der Sekundärasymmetrie gebildet wurden. Die Steilstellen über den Talböden im NW-Harz sind ebenfalls den besonderen Verhältnissen während der Periglazialzeiten zu verdanken, dem relativ starkem Auftauen auf den sonnseitigen Hängen und dem dadurch stärkeren Unterschneiden der SW/SO exponierten Hänge (BLENK 1962).

Die Asymmetrien im Schwarzwald begründet FREZER (1953)  erstens mit schnellerem Abtauen der SW-Hänge und den darauf folgenden Solifluktionsprozessen, zweitens mit Hangversteilungen durch Seitenerosion der Bäche mit anschließender Austrocknung der Hänge, während die NO-exponierten Hänge langsam tauen und sich verflachen und drittens begründet er die Asymmetrien mit Unterschneidungen am NO-Hang neben Verflachung der SW-Hänge. Es finden sich also mehrere Asymmetrien nebeneinander.

BÜDEL (1944) beschreibt Asymmetrien in S- bis W- und N-/O- bis S-O-Richtung nur durch äolische Prozesse. Durch die Wirkung des Windes entstanden einerseits konkav-konvexe Hangprofile der Deflationstäler und andererseits Hänge der Lößanwehungen und -verwehungen. Lößakkumulationen verstärkten oder konservierten die Asymmetrien (DEMECK 1962, KARRASCH 1970).

Nach Untersuchungen von SIEGBURG (1987) im Siebengebirge heben sich alle SO-SW-Hänge sehr stark von anderen Hängen durch ihre Gleichartigkeit hervor :

 

            - höhere Neigungsklassen

            - höhere Neigungswerte

            - hohes arithmetisches Mittel

            - niedrige Standardabweichung

              und Variationskoeffizienten

 

Die relative Steilheit der erwähnten Hänge wird neben expositionsklimatischen (Lateralerosion) auch von gesteins-abhängigen Faktoren gesteuert (Grauwacke und Basalte am Unterhang).

 

Es läss sich festhalten, daß Asymmetrien primär aus der verschiedenen Dauer und Intensität der Auftauvorgänge hervorgehen. Maßgeblich sind unterschiedliche Auftaugeschwindigkeiten und Mächtigkeiten der Bodenauftauhorizonte. Solifluktion wird zum beherrschenden asymmetriebildenden Agens. Darüber hinaus ist sekundär der einseitigen Schneeansammlung und -erhaltung (nivalfluvial) durch lokale, streng richtungsbetonte Winde eine besondere Bedeutung beizumessen (KARRASCH 1970).

Ob die aus den quartären Kaltzeiten ererbten Phänomene wie die Asymmetrie nur wenig oder gar nicht verändert wurden, ist im Untersuchungsgebiet zu überprüfen.

 

3.4        Geologie

 

3.4.1      Einführung

 

Die Betrachtung der Gesteinseigenschaften ist für die Abschätzung der Deckenmächtigkeiten unentbehrlich und soll sich auf die Gesteinsarten beziehend in den formbildenden Faktorenkomplex eingefügt werden.

Kein Reliefelement kann substratunabhängig sein. Formen und Neigungen von Hängen weisen neben Prozeßabhängigkeit auch Substratabhängigkeit auf (ROHDENBURG 1971). Die Merkmalsbildung von Verwitterungsdecken wurde zwar generell auch vom Klima und Relief gesteuert, doch wirken Gesteinseigenschaften, insbesondere die Gesteinsresistenz, über die hydrologischen Bedingungen in starkem Maße modifizierend (FELIX-HENNINGSEN 1990). Der Einfluß des geologischen Untergrundes und des Reliefs ist für die örtliche Differenzierung der Periglazialerscheinungen ausschlaggebend, für die regionale sind es dagegen paläoklimatologische Unterschiede (SCHILLING & WIEFEL 1962).

 

Die Gesteinshärte gilt als Maß für die Resistenz gegen die Verwitterung. Die Resistenz ist der wichtigste gesteinsabhängige Parameter für die Hangformung und Deckenbildung, die durch folgende Faktoren gesteuert werden (BREMER 1989):

 

 - Zerrüttung (Schichtung, Spaltung, Klüfte) und die da-

   mit verbundene  Größe der  Angriffs-  und Abtragungs-

   fläche

 - Mineralbestand und Gesteinsgefüge

 - Morphologische Lage des Gesteins

 - Ausmaß der Durchfeuchtungsdauer

 - Geschwindigkeit des Grund-, Poren- und Bodenwassers

 - Exposition

 - Gesteinshärte und Formung

Die Resistenz ändert sich mit dem Wechsel der Klimate. Granit ist z.B. anfällig gegen chemische, resistent gegen physikalische Verwitterung, Hornfels dagegen resistent gegen chemische und empfindlich gegen Frostverwitterung. Umkehrungen von Widerstandsfähigkeiten im Tertiär/Quartär sind demnach möglich (MORTENSEN 1948, HÖVERMANN 1953, MORTENSEN 1962). Nun sind die zu betrachtenden Hangformen, wie bereits betont wurde, im wesentlichen das Resultat periglazialer Morphodynamik. Somit ist die Resistenz gegen Frost und Frostwechsel u.a. eine einheitliche Grundlage für die Bewertung der auftretenden Festgesteine. Zu bedenken ist dabei, daß sich der kaltzeitliche Abtrag anfangs in dem im Tertiär verwitterten Material vollzog, das in unterschiedlicher Mächtigkeit regional vorlag.

 

Die Bedeckung des Anstehenden mit Verwitterungsdecken unterdrückt Resistenzunterschiede der Gesteine. Nur bei sehr großen Unterschieden können z.B. Kleinstufen ausgebildet sein, wie z.B. eine eingeschaltete Schicht mit größerer Verwitterungsresistenz, die einen Abtrag vermindert und eine Abtragshemmung hangaufwärts gelegener Strecken bewirkt, also Stau, wodurch Konkavitäten entstehen (ROHDENBURG et al. 1967, ROHDENBURG 1971).

 

Neben der Gesteinsresistenz spielt die durch Verwitterung gebildete Korngröße für die Hangformung eine große Rolle. Der auf dem Gestein liegende Detritus ist für die Hangformung wichtiger als das Gestein selbst (MORTENSEN 1962).

Im Anschluß an die tektonisch/klimatisch bedingte Intensivierung der Tiefenerosion und die damit verbundene Ausräumung der tertiären Decken konnte die Wirkung der Resistenz der Gesteine zutage treten.

Liefert die Verwitterung Fein- und Grobmaterial, dann erfolgt eine Selektion beim Transport, die Feinmaterialausspülung. Der grobe Anteil nimmt an der Oberfläche zu und vermindert den Hangabtrag zugunsten einer Hangversteilung. Im Extremfall führt dies zur Bildung von Grobmaterialpflastern, die bei Hangneigungen unter 35ø unterspült werden, über 35ø hangabwärts gleiten und scharfe Oberhangkrümmungen verursachen.

Je größer die transportierten Körner, desto steiler also der Hang und kürzer die Oberhangkrümmung oberhalb steiler Mittelhänge. Die Abtragungsgeschwindigkeit wächst hangabwärts. Abspülung und Solifluktion erfahren bei sehr geringen Feinkornanteilen eine Einschränkung, die nach SIEGBURG (1987) keine prozeßpezifische Versteilung verursacht. Sehr hohe Anteile an feinen Körnern begünstigen hauptsächlich klimatisch/tektonisch bedingt die Flachhangentwicklung.

 

Beim hangabwärtigen Transport werden die Korngrößen durch Verwitterung und Abrieb weiter verringert, wodurch die aufzubringende Transportarbeit geringer wird. Die abwärts zunehmende Substrataufbereitung wirkt wie eine Erhöhung des Entfernungsexponenten, es kommt zu einer Verflachung des Hanges (ROHDENBURG et al. 1967, ROHDENBURG 1971, SIEGBURG 1987).

 

Auch der Faktor Geologie wurde bei Computer-Simulationen von Hangprofilen beachtet. In Kapitel 3.2.3.1.1 wurde schon auf die Gesteinsresistenz der Hangoberkante hingewiesen. AHNERT (1971) ließ  unterschiedliche geologische Bedingungen in seine Modelle einfließen. Abbildung 19 ist ein Beispiel für eine Hangprofilentwicklung unter Tiefenerosion des Vorfluters bei chemischer Verwitterung und plastischem Fließen auf dem Hang, gestört durch zwei verschieden resistente Schichten (Schraffur) im homogenen Gestein (nicht schraffiert).

 

Abbildung 19 : Hangentwicklung bei verschieden

               starker Gesteinsresistenz

 

 

                                              AHNERT (1971)

Die Härte bzw. Verwitterungsresistenz des geologischen Untergrundes und das gelieferte Verwitterungsmaterial gilt bei der vorliegenden Fragestellung als die wesentlichen  zu untersuchenden Merkmale. Da sich einige im Untersuchungsgebiet vorkommende Gesteine hinsichtlich Verwitterung und Resistenz ähnlich verhalten, ist bei weiterer Behandlung eine Grobgliederung sinnvoll. Die Gesteine werden in zwei das Bodensubstrat betreffende Gruppen gegliedert :

 

    - Gesteine, die feinerdereiches Substrat bilden

    - Gesteine, die feinerdearmes Substrat bilden

 

Die Dominanz physikalischer Verwitterung unter periglazialem Klima ist Grundlage dieser Grobgliederung. Gliederungen innerhalb dieser Gruppen ergeben sich aus weiteren Eigenschaften.

 

Das Zusammenstellen von Charakteristika gibt nur einen groben Überblick, der in der Hanganalyse jedoch einige Aussagen zulässt. Eine sehr gute Darlegung solcher Aussagen ist in YOUNG (1961). Er verglich Gebiete Großbritanniens, deren Antehendes großräumig von verschieden resistenten Gesteinen gebildet wird. Durch statistische Hangneigungsanalysen konnte er Häufigkeiten der Neigungen jedes Gebietes feststellen und vergleichen. Auch SIEGBURG (1987) konnte mittels statistischer Analysen kleinräumig Hangformabhängigkeiten vom Gestein belegen.

 

3.4.2    Feinerdereiche Gesteine

 

Den größten Anteil an Feinerde im Verwitterungssubstrat besitzen Tonschiefer und Schiefertone, wovon Schiefertone die mäßig festen, die feinschiefrigen und feinplattigen Tonschiefer die festen unter den Tongesteinen darstellen. Hohe Verwitterungsanfälligkeit und starke Neigung zur Gleitflächenbildung charakterisieren sie. Bezüglich ihrer physikalischen Eigenschaften zeigen sich Tongesteine außerordentlich variabel, wobei die Dichteunterschiede vom mineralischen Aufbau und von der stark abweichenden Porosität abhängig sind. Ähnlich verhält es sich mit der Druckfestigkeit, Plastizität und Quellfähigkeit, die vom Tonmineralgehalt abhängen.

 

Im unverwitterten Zustand zeigen Schiefer Eigenschaften, die den Felsgesteinen nachkommen. Erst Verwitterungsprozesse zerlegen das Gestein über mehrere Entfestigungsstadien zu einem plastischen Verwitterungsendprodukt. Man kann diese Gesteine als veränderlichfest charakterisieren.

 

Tongesteine besitzen kleine Porenradien, die bei Trocknung hohe Kapillar- und Saugspannungen entstehen lassen. Durch die Adhäsion des Wassers an die Körner werden Kräfte unmittelbar auf die Körner übertragen, was zu einer Belastung des Korngerüstes führt. Schrumpf- und Quellvorgänge führen zu einer mechanischen Überbelastung des Gefüges, da die hohen Saugspannungen bei einer Wiederbefeuchtung die Porenluft verdichtet und das Gefüge sprengt. Nach einer Volumenzunahme kommt es zum Auseinanderfallen des Gesteins. Ein Wechsel zwischen Trocknung und Wiederbefeuchtung stellt für diese Gesteine die stärkste Materialbeanspruchung dar.

Die mechanische Beanspruchung ist bei Frost-Tauwechsel gegenüber Trocknungs- und Wiederbefeuchtungsvorgängen deutlich geringer, es tritt dennoch geringerer Bröckchenzerfall ein. Die Präsenz eines Sandgerüstes verbessert die Resistenz (JUBELT & SCHREITER 1974, SCHROEDER & FIEDLER 1977, RUCH 1986).

 

Die Verwitterung von Tonschiefer gliedert RUCH (1986) in sechs Phasen :

 

 - frisches Ausgangsgestein mit weitständiger tektonischer

   Klüftung

 - feste Kluftkörper aus Ton- Schluffstein durch Aufreißen

   von Schichtflächen

 - Gestein durch schichtparallele  Trennflächen zerlegt in

   Körper von Grobkiesgröße, randliche Plastizierungen

 - dünnblättrige und  bröckchenförmige Auflockerung, hang-

   parallele Ablöseflächen, Schichtung  gelegentlich durch

   Kryoturbation gestört, vertikale Schichtung verwischt

 - blättrige  und  bröckchenförmige plastizierte Verwitte-

   rungsreste noch erkennbar, nicht homogen

 - homogen, im feuchten Zustand plastisches tonig-lehmiges

   Material,bei Austrocknung Polyederbildung,örtliche Auf-

   arbeitung und umlagerung mit quartären Deckschichten

 

Tongesteine besitzen je Varietät und tektonischer Beanspruchung unterschiedliche Verwitterbarkeiten und Verwitterungsprodukte (siehe oben). Während der Schieferton anfangs in ein grusiges Material zerfällt, bis er einen schluffig-tonigen Lehm bis lehmigen Schluff bildet, zerfällt der Tonschiefer in ein plattrig-blättrig-scherbiges Skelett, das zum grusigen Lehm bis lehmigen Grus weiterverwittert. Der Feinzerfall von Grauwackentonschiefer enthält noch eine hohe Sandkomponente (steinig-sandiger Lehm) (SCHROEDER & FIEDLER 1977). Zusammenfassend gelten Tongesteine als fein- bis grobmaterialbildend (JUBELT & SCHREITER 1974).

 

In allen tonreichen Substraten, die aufgrund ihrer tonmineralogischen Zusammensetzung ein sehr großes Wasseraufnahmevermögen besitzen, treten äußerst flachgründige Massenbewegungen auf, wenn bei und nach stärkeren Niederschlägen die obersten Zentimeter stark durchfeuchtet sind. Der hohe Tongehalt bedingt eine geringe Permeabilität, wodurch ein rasches Wassereindringen gehemmt wird und demzufolge oberflächennahe Bereiche außerordentlich hohe Wassergehalte besitzen können (ROHDENBURG 1971).

Im Quartär wurde Schieferschutt mehr durch Abspülung transportiert als Sandsteinschutt, dessen Verlagerungsprozeß hauptsächlich Solifluktion war (BLENK 1962, ZENSES 1989). Auf Schiefer oder Mergel kann das anstehende Gestein durch die Dominanz der Abspülung freigelegt sein.

 

Der zwar als druckfest geltende fein-mittelkörnige Diabas unterliegt verhältnismäßig leicht dem Zerfall und liefert ebenso wie der weiche Grünschiefer vornehmlich Feinmaterial.

 

3.4.3    Feinerdearme Gesteine

 

Quarzite zeichnen sich durch große Dichte und Härte aus. Sie verwittern lediglich unter Block- bis Steinschuttbildung mit sehr geringen Schluffanteilen und dies umso schneller, je grobkörniger das Gefüge ist. Sehr häufig zerfallen sie in grusige Massen.

Quarzite, die bei Frostverwitterung kein Feinmaterial liefern (Quarzite sind u.a. auch feinkörnig), bilden Frostpflaster oder Blockdecken. Betroffen sind vor allem Massengesteine mit feinen bis mittelgroßen Körnern.

Eine starke chemische Verwitterung bewirkt unter Vegetation in Oberflächennähe Vergrusung und Verlehmung, auch wenn Quarzite und Gangquarze chemisch relativ schwer angreifbar sind. In der Tiefe dringt Wasser den Klüften folgend ein und die chemische Zersetzung wird von allen Seiten her in Angriff genommen. Es bilden sich der Reihe nach Quader, Ellipsoide, Würfel und letzendlich Kugeln. Aus schwimmenden Blöcken entsteht nach Gelblehmbildung Rotlehm, der gegenwärtig ein Relikt altpliozäner Verwitterung aus tropisch wechselfeuchtem Klima darstellt (STINI 1922,  HARASSOWITZ 1930, BOCHT 1940,WILHELMY 1981). Voraussetzung ist beim Quarzit die Zersetzung und Lockerung der Minerale und Grus- und Kaolinitbildung. Diese Entwicklung ähnelt der des Granits, die KUBINIOK (1988) in vier Entwicklungsstadien gruppierte (chemisch-physikalisch) :

 

 - Stadium 1 :

Beginn der Verwitterung, Haarrißbildung in unverwittertem Gestein, rein mechanische Risse (90ø) durch Lockerung, Druckabnahme, tiefgründige Verwitterung in Tiefengesteinen entlang Zirkulationsbahnen des Wassers, tektonische Klüfte bis 300 m Tiefe, Verwitterungsklüfte bis 50 m tief.

 

 - Stadium 2 :

Schrumpfung und Ausdehnung der Risse, Auflösung der Feldspäte zu Tonmineralen, Bildung neuer Lösungsrisse, Alkalien werden gegen H+ eingetauscht.

 

 - Stadium 3 :

Bleichung Biotit, Umwandlung zu Tonmineralen, Kaolinit aus Feldspäten gebildet, Dreischichttonminerale sind dominant.

 

 - Stadium 4 :

Eisen aus Biotit als Goethit/Hämatit oxidiert, Eisen und Quarz wird angelöst, nur noch Kaolinitbildung.

 

Im wechselfeuchten Klima sind die Grundblöcke in Verwitterungsdecken bis 4ø Neigung ortsfest gebunden. Die Loslösung der Blöcke und deren Transport sind periglazial. Starke mechanische Verwitterung von außen führt zu eckigen, scharfkantigen Blöcken, die periglazial umgestaltet wurden. Eine Frostsprengung ist nach eventueller Freilegung möglich (BOCHT 1940, HÖVERMANN 1953, DEMECK 1962, WILHELMY 1981).

Ohne Freilegung, auf Hochflächen, kann sich unter tertiären Bodendecken eine bis zu 200 m mächtige Dekompositionssphäre erstrecken (BÜDEL 1977). Die unter periglazialem Klima gebildete Matrix ist tonarm, eher sandiggrusig.

 

Die Verwitterungsresistenz bzw. Abtragungsresistenz der Grauwacke ist als Relieffaktor von hervorragender Bedeutung (SIEGBURG 1987). Die Körnigkeit von Grauwacken wechselt sehr stark von fein- bis grobkörnig, da sie neben Quarzkörnern, Feldspäte und Muskovit auch Gesteinsbruchstücke enthalten. Das Resultat einer Verwitterung ist ein sandig-lehmiger, grusiger Steinboden, der auch als sandiger Lehm ausgebildet sein kann.

Der verwitterungsresistente Kieselschiefer liefert aufgrund seiner seiner hohen Dichte und der daraus resultierenden großen Härte grobes Verwitterungsmaterial (JUBELT, SCHREITER 1974).

 

4        Untersuchungen von Verwitterungsdecken -

         Literaturbeispiele

 

In allen Europäischen Mittelgebirgen sind die Hänge und Kammlinienbereiche von Solifluktionsdecken überzogen. Die Talhangformung ist stets solifluidal in periglazialer Zeit entstanden oder stellt eine tertiäre Vorform dar (BLENK 1962). Demnach wäre zu prüfen, ob Untersuchungen von Verwitterungsdecken in Europäischen Mittelgebirgen oder innerhalb des Harzes vergleichbare Ergebnisse aufweisen.

Die folgend beschriebenen, ausgewählten Arbeiten dienen zur Einschätzung der Verhältnisse auf dem Hang, da die Hanggenese in den Mittelgebirgen, wie schon verdeutlicht, ähnlich verlief.

 

4.1      Verwitterungsdecken in

         europäischen Mittelgebirgen

 

Auf allen Hängen bis zu 27ø Neigung sind im Basisteil der dünnen holozänen Bodendecken noch Reste kaltzeitlicher Frostschuttdecken nachweisbar und heute völlig unbewegt (BÜDEL 1977). Die Schuttdecken zeigen mit zunehmendem Alter Modifikationen in Transport- und Akkumulationsvorgängen auf, lassen sich jedoch untergliedern, z.B. in anthropogen bedingte Lehmdecken, Solifluktions- und Abspülungsdecken, obere Schuttdecke durch Solifluktion und Basisschutt (ZENSES 1989).

 

Eine vollständige Akkumulationsdecke besteht aus allochtonem Feinmaterial an der Oberfläche, transportiertem feinerem Grobmaterial, festgelegter Bodenfracht und unten abschließend aus nicht transportiertem Residualmaterial (ROHDENBURG 1971).

Ein typisiertes Beispiel eines 20ø geneigten Hanges aus Keuper-Mergel (BÜDEL 1977) stellt die Stratigraphie von Periglazialdecken dar :

 

- 1 m holozäner Boden mit A- und B-Horizont

- 1 m turbulenter Oberteil der Solifluktionsdecke

  mit Fremdgeschieben von oberen Hangteilen

- 0,5 m bewegter unterer Teil der Solifluktions-

  decke in dünnen Lagen, mit schwimmenden Grund-

  blöcken

- 0,2 m dünne tonige Basislage, reich an mittel-

  groben , hangparallel eingeregelten Geschieben

  aus dem Untergrund

- 0,5 m Zone episodischer  Solifluktion, schwach

  gestörte Lagen  des angewitterten Anstehenden,

  postquartär

 

ZENSES (1989) gliederte Schuttdecken in S-, Zentral-Wales und in der N-Eifel, wo an Flachhängen (5ø) Schuttmächtigkeiten von ca. 1,2 m gefunden wurden. Am Steilhang dagegen sind die Mächtigkeiten um die Hälfte niedriger, mit einer Schuttdecke am Oberhang auf unzerrüttetem Gestein und Basisschutt nur ab Mittelhang hangabwärts.

 

Auf den alten Flächen findet sich noch in situ liegender Schutt mit geringer Zerrüttungstiefe bei Hangneigungen kleiner als 3ø. Bei Hangneigungen von 3 bis 25ø erfolgte denudative Abtragung mit tiefer Zerrüttungstiefe, die bei Neigungen über 25ø extrem verlief. Abbildung 21 zeigt bei den Hängen von Zentral-Wales und der Nord-Eifel eine stetige Zunahme der mittleren Mächtigkeit der oberen Schuttdecke bis zur Unterkante des Oberhanges, dann folgend eine Abnahme bis zur Neigung von ca. 15ø, wo wieder ein Anstieg zum Unterhang erfolgt.

Der untere Anstieg der Mächtigkeit korreliert sehr stark mit dem Auftreten von zungen- und girlandenartigen Formen, die auf mittlerer Höhe des Mittelhanges erscheinen und hangabwärts an Häufigkeit und Länge zunehmen. Abweichend von dieser Anordnung sind die Schuttloben am Übergang des okx zum oSH (Abbildung 20). Die Zungen reichen nicht über diesen Hangabschnitt hinaus, so daß eingeschränkte Schuttbewegung angenommen werden muß.

 

 

 

 

Abbildung 20 : Mächtigkeiten  von Verwitterungsdecken in

               Süd-, Zentral-Wales und in der Nord-Eifel

 

 

 

 

 

 

                                              ZENSES (1989)

 

Abbildung 21 : Mächtigkeiten  von Verwitterungsdecken in

               Süd-, Zentral-Wales und in der Nord-Eifel

 

 

 

 

 

                                              ZENSES (1989)

In der N-Eifel wurden drei bis vier periglaziale Phasen (denudativ/äolisch) durch Schuttstratifikation bestimmt. Abbildung 22 zeigt die von ZENSES gegliederten Typen der oberen Schuttdecke.

 

Abbildung 22 : Stratifikation der Schuttdecken

 

 

 

 

 

 

                                              ZENSES (1989)

 

Es zeigte sich jedoch kein regelmäßiger stratigraphischer Aufbau wie bei den von BURGER (1982) durchgeführten Bohrungen im Gebiet zwischen der Sayn und Wied. Die Schichtneigungen im Akkumulationsbereich sind gleichsinnig mit der gesamten Hangneigung. In 90% der Fälle führten rasch zunehmende Mächtigkeiten zweier Decken am Unterhang zur Verschüttung, Abflachung und Fossilierung der unteren Hangabschnitte.

Unterhangversteilungen sind entweder tektonisch oder erosiv bedingt. Bei Vorhandensein eines Steilhanges führten Wandabbrüche und Steinschlag zu einer Versteilung des Oberhanges. Im Mittelhang erhielt sich der Basisschutt mit Hakenschlagen unter einer gleichmächtigen oberen Schuttdecke. Hier führte eine geringere Abtragung zu einer geringeren Überformung.

Am Unterhang bildeten sich auf Verflachungen oft Kryoturbationshorizonte oder Zufuhr-Solifluktionsdecken, bestehend aus 0,5 m Feinmaterial mit ortsfremdem Geschiebe, darunter ein 0,2 m mächtiger Geschiebekomplex mit Scherflächenbewegung und 0,5 m obere Zerrüttungsdecke des Anstehenden.

 

Schwarzwälder Schuttdecken besitzen doppelt so große Mächtigkeiten auf Verflachungen (15ø) als auf steileren Abschnitten und doppelt so hohe Gesteinskomponenten im Skelettanteil. Die Blöcke befinden sich bei Neigungen über 15ø an der Oberfläche, unter 15ø tief in der Decke. Blockfelder haben sich auf Flachhängen zur Ruhe gesetzt, Blockströme in den Rinnen und Mulden und Blockhalden können nur unter Felswänden gefunden werden (FREZER 1953).

 

Beispiele aus dem Stuttgarter Raum zeigen Verwitterungsprofile unter alten Verebnungshochflächen, die tiefgründiger entwickelt sind als in Hanglagen. Basisschutt ist am Oberhang und oberen Mittelhang nicht vorhanden und wurde erst unter dem oberem Mittelhang unter mächtigen Schuttdecken gefunden.

Unter einer Quartärüberdeckung in Form von Fließerden, Hangschutt und Hanglehm (3 m +/- 2,3 m unter GOK) nimmt im Idealfall der Verwitterungszustand von oben nach unten graduell ab.

Die Verwitterungsprofile verändern auf engem Raum in vertikaler oder horizontaler Richtung ihre Ausbildung. Die Ursachen können auf unterschiedliche Exposition, Hanglage, Grundwasserstände, tektonische, sedimentologische oder auf petrographische Besonderheiten zurückgeführt werden. Die teilweise Erosion des Verwitterungsprofiles durch Massenumlagerungen hat den Gleichgewichtszustand zwischen der Verwitterungsdecke und den Verwitterungskräften gestört. In solchen Profilen findet sich ein unregelmäßiger Verwitterungprofilaufbau.

Im Profil wurden plastische Zwischenlagen gefunden, die mechanisch wirksam sein können und unverwitterte Schichten. In der Nähe natürlich oder künstlich entlasteter Abschnitte, wie junge Bachtäler, Straßeneinschnitte, sind horizontale Verschiebungsbahnen zu erwarten, wobei man "echte" nicht von "unechten" trennen kann (Zeugen horizontaler Verschiebungen, die  im Schiefer gehäuft auftreten, RUCH 1986).

 

Massenbewegungen im Rheinischen Schiefergebirge führten in Periglazialzeiten zur Umlagerung der tonreichen Substrate aus den oberen Zonen der mesozoisch-tertiären Verwitterungsdecke bis zur Entblößung des anstehenden Schiefers und der Grauwacken.

Autochtone Relikte der Decken sind in ebenen Lagen solifluidal von quartären Deckschichten überlagert und häufig das Ausgangssubstrat für staunasse Böden. Mesozoisch-tertiäre Verwitterungsdecken erreichen Mächtigkeiten um  100 m : 8 m Solum (holozäne Bodenbildung), bis 100 m Saprolit (chemische Verwitterung und Mineralneubildung) und einige Meter angewittertes Gestein (FELIXHENNINGSEN 1990).

 

Am Beispiel der Dollendorfer Hard im Siebengebirge konnte SIEGBURG (1987) Abhängigkeiten der Hangentwicklung durch Untergrundgestein und Lateralerosion (Frühglazial) ermitteln. Areale mit (frost-)verwitterungsresistenten Gesteinen weisen stärker geneigte Böschungen auf. Mit wachsender Neigung nimmt tendenziell die Mächtigkeit der Lockersedimente und die Entwicklungstiefe des Bodens ab, der Skelettanteil folglich zu.

Die Gesteinsresistenz hat demnach die Steilhangentwicklung begünstigt, die Flachhangentwicklung eingeschränkt. Infolge eines so entstandenen Hanggefälles ist die Abtragung der vornehmlich schluffig-lehmigen Lockermaterialdecke forciert worden. Bei geringerer Resistenz des geologischen Untergrundes wurde dessen Verwitterung und Denudation gesteigert und damit die Entwicklung schwacher bis mäßiger Böschungen gefördert. Dies führte schließlich zu einer Begünstigung, insbesondere der Lößakkumulation, die ihrerseits wieder ein "zusätzliches hangverflachendes Moment" darstellt (SIEGBURG 1987).

 

Diese Beispiele zeigen trotz lokaler Unterschiede der Untersuchungsgebiete eine Vergleichbarkeit der Formung aufgrund gleicher Genese. Da auch Untersuchungen im Harz vorgenommen wurden, sollen einige wichtige Erkenntnisse kurz daraus vorgestellt werden.

 

 

4.2      Verwitterungsdecken im Harz

 

Der Harz ist seit Jahrzehnten beliebtes Untersuchungsgebiet verschiedener Fakultäten. Im folgenden werden Ergebnisse ausgewählter Untersuchungen kurz vorgestellt, die den Themenbereich Verwitterungsdecken im Harz behandeln.

 

Im Harz ist das gesamte Kleinrelief vorzeitlich unter periglazialem Klima während der Weichsel-Eiszeit gebildet. Das präweichselkaltzeitliche Relief entsprach in der Großformung etwa dem heutigen, mit dem Unterschied, daß das Kleinrelief wesentlich unruhiger gestaltet war.

Die Klimaabläufe im Harz müssen grundlegend von den im Vorland und den in einer Übergangszone zwischen Vorland und Hochharz aufgrund größerer Massenerhebungen getrennt werden. Daraus folgen kältere, niederschlagsreichere und vegetationsärme Bedingungen im Inneren des Harzes, was im Hinblick auf die deckenbildenden Prozesse intensivere und länger anhaltende Frostwirkungen (Solifluktion, Frostverwitterung, Kryoturbation) und kürzere Auftauphasen im Sommer zur Folge hatte. Relief und Höhenstufen wirkten also regional modifizierend, so daß abgesehen vom vorherrschenden Gestein die Höhenstufen periglazial am stärksten geprägt wurden (SCHILLING & WIEFEL 1962, SCHROEDER & FIEDLER 1977).

 

Das ganze Gebiet der oberen Söse-Mulde ist nach Untersuchungen von HÖVERMANN (1956) von scherbigen Schuttdecken überzogen. Bei Neigungen von 15 bis 30ø an den Unterhängen sind deren Inhalte kleinstückig und ungerundet, über 600 m ü.N.N. sehr grob bis maximal einer Kantenlänge von 1 m über tertiären Verwitterungsdecken. Sie werden als chemische Verwitterungsprodukte gedeutet, erkennbar an Eisenäderchen und einer Rotschicht, die bis 25 mm in den Quarzit eingedrungen ist.

Der Acker-Bruchberg trägt eine rote Verwitterungsdecke mit gut gerundeten Blöcken, die in jüngeren Verebnungen fehlen. Wasserrisse, Bäche und Hohlwege zerschneiden die Schuttdecken. Wo geringe und große Neigungen vorliegen, sind die Schuttdecken mit quarzitischen Wanderschuttdecken an der Oberfläche überzogen, so daß die Gesteinsgrenzen nicht mehr feststellbar sind (HÖVERMANN 1953). An den Ansatzpunkten der Bachtäler befinden sich schroff emporragende Klippengruppen (Bode & Erdmannsdörfer 1907).

Innerhalb der Schuttdecke sind am Unterhang bei geringen Neigungen Oberflächenformen als Solifluktionsterrassen ausgebildet. Der gesamte Hang des Ackers ist getreppt und weist viele Kleinformen auf. Verflachungen und Talgründe sind periglazial mehrphasig verschüttet und nach Weitertransporten überschüttet worden so daß die Talschlüsse Akkumulationen von mehr als 5 m, teils 8 bis 10 m enthalten. Die größten Mächtigkeiten finden sich in der Tiefenlinie. Übereinandergeschichtete Akkumulationen bilden Vertreppungen.

 

Löß kann man nur als Beimischung in den Wanderschuttdecken vermuten. Die Verwitterungsdecke reicht nach HÖVERMANN bei starker Neigung bis 60 cm Tiefe mit "transportierten, groben in der Matrix schwimmenden Blöcken". Auf Flächen mit schwächerer Neigung ist sie mächtiger ( 70 cm und 1 m Hakenschlagen-Zone). Weiterhin finden sich bis 28ø Neigung Wanderschuttdecken mit 40 bis 60 cm Mächtigkeit, die bei stärkerer Hangneigung kleinere Werte einnehmen.

Im Untersuchungsgebiet finden sich keine Schutthalden, die noch auf einer Karte mit dem Maßstab 1:25000 darstellbar sind und auf frei fallenden Detritus von Steilhängen hinweisen. Die Anreicherung von Blöcken zu Blockmeeren kommt durch rezente Ausspülung zum Vorschein (HÖVERMANN 1953).

 

Fluviale Prozesse bildeten talabwärts in den Nebentälern, wie von BLENCK (1962) beschrieben, Kastentäler. Die Schuttfächer der Nebentäler sind mehrgliedrig. In der Regel bestehen sie aus drei Schichten, die sich mit den Schotterakkumulationen des Haupttales, insbesondere der oberen, verzahnen. Über dem Bachbett finden sich zwei Terrassen (HÖVERMANN 1953), die unterhalb der Söse-Talsperre teilweise erhalten sind, oberhalb durch die Talsperre vernichtet wurden (MENSCHING 1950).

 

SCHROEDER & FIEDLER (1977) gliederten die polygenetischen periglazialen Decken im Ostharz in Basisschutt, Basislehm, Mittelschutt, unteren und oberen Skelettlöß, Feindeckschutt, Grobdeckschutt und Blockdeckschutt (vergl. ALTERMANN 1990). Deren Enstehung und Merkmale wird im folgenden zusammengefasst :

 

   Basisschutt :

 - Entstehung im Weichsel-Frühglazial

 - Ausgangsmaterial waren älteren Decken , fossilen Böden

   und frisch verwittertes Material

 - Umlagerung und  Durchmischung  durch  Solifluktion und

   Abspülung (evtl. Schuttkriechen)

 - Vermischung durch kryogene Prozesse

 - Gesteinsabhängigkeit durch geringe Wegleistung (200 m)

 - reliefabhängige Mächtigkeit

 - Vorkommen an allen flachwelligen Teilen des Hanges mit

   Ausnahme der Kuppen

 

   Basislehm :

 - lehmiges Äquialent  des Basisschutts auf  z.B. schluf-

   fig-tonigem Grundgestein (Schieferton)

 

   Mittelschutt :

 - hoher Feinerdeanteil (Grobschluffraktion) durch Lößse-

   dimentation im Hochweichselglazial

 - kontinuierliche Vermengung (Solifluktion und Abspülung)

   des Lösses  mit verwittertem Skelett-  und Basisschutt-

   material

 - kryogene Durchmischung

 - gleichbleibende Klimabedingungen

 

   Unterer Skelettlöß :

 - Skelettgehalt unter 10 Vol%

 - enge Verzahnung mit Mittelschutt, gleiche Genese

 - auf allen ebenen und flach geneigten Lagen,da wenig Ske-

   lettanteil eingearbeitet ist

 - Skelett durch Frosthebung in obere Zone

 

   Feindeckschutt :

 - Umlagerung von Mittelschutt

 - vorwiegend im Unterharz

 

   Oberer Skelettlöß :

 - ähnlich  dem  unteren Skelettlöß mit höherem Skelettan-

   teil (Sand) ,  evtl. durch Zunahme der Windgeschwindig-

   keiten oder/und teilweiser Vegetationsbedeckung, so daß

   nur noch Sand äolisch transportiert wurde

 - zeitlich dem Spätweichselglazial (Dryas) einzuordnen

 

   Grobdeckschutt :

 - Vorkommen an Lieferung von Schutt von resistenten,frei-

   liegenden Gesteinen gebunden

 - intensive Periglazialwirkung durch längere Vegetations-

   freiheit

 - Entstehung  ähnlich wie beim  Basisschutt  ohne  starke

   Kryoturbation

 - Ausbildung von Bereitstellung  und  Menge des Schuttes,

   Vegetationsbedeckung und Neigung abhängig

 - flächenhaft über 500 m ü.N.N., unterhalb in Lagen

 

   Blockdeckschutt :

 - Tiefenverwitterung im jungen Tertiär, geringere Verwit-

   terung im Quartär, solifluidale Verlagerung, Ausspülung

   des feineren Materials und dadurch Freilegung der Blöcke

 - Blockbildungen bei klüftigen,harten Gesteinen zu erwar-

   ten

 - Vorkommen an konkaven Hängen, Hangknicken,Nord- und Ost-

   hängen , in den oberen Talbereichen und  an Gerinnen in

   verschiedenen Ausprägungen (Blockfelder, -meere)

   (siehe Kap. 3.2.2)

Wie aus der Aufzählung hervorgeht, ist neben der stratigraphischen Position das Feinerde/Skelett-Verhältnis ein entscheidendes Kriterium zur Gliederung der Decken (Vergl. Gliederungen in Kap. 4.1). So lassen sich die möglichen Deckentypen nach dem Grundgestein regionalisieren. Alle von SCHROEDER & FIEDLER entworfenen Typen zeigen eine spezielle durchschnittliche Mächtigkeit, die mit Ausnahme des Diabastypen auf Kuppen zwischen 1,2 m bis 2,0 m liegt. Regionale Unterschiede wurden hinsichtlich Neigungs- und Expositionsunterschieden vorgenommen :

Der Mittel- und Basisschutt auf dem Acker-Bruchbergquarzit weist eine abnehmende Mächtigkeit vom Flachhang zum Steilhang auf.

Der Basisschutt kann auf ebenen bis flachen Lagen über 1 m Mächtigkeit erreichen und ist auf steileren Hangpartien verschwunden, die Ausbildung des Mittelschutts ist dagegen expositionsabhängig (östlich stark, westlich gering).

Die Deckschutte haben ihre größte Mächtigkeit unterhalb von Klippen, auf Kuppen und Rücken fehlt die gebildete Deckschicht (SEMMEL 1968, ALTERMANN & RUSKE, RICHTER,RUSKE & SCHWANECKE zit. in SCHROEDER & FIEDLER 1977).

 

Die Enstehungen der Schuttdecken korrellieren weitgehend mit den klimatischen Verhältnissen (Tabelle 5) im Weichselglazial.

 

 

 

Tabelle 5 : Alter und klimatische Voraussetzungen der

            Verwitterungsdeckenbildung

 

  -----------------------------------------------------

      Zeit           Klima           Deckenausbildung  

  ----------------------------------------------------

   Spätglazial    feucht  wärmer  Oberer Skelettlöß    

                                  Feindeckschutt       

   (Alleröd)                      Grobdeckschutt       

   Hochglazial    trocken  kalt   Mittelschutt         

                                  Unterer Skelettlöß   

   Interstadial                                        

   Frühglazial    feucht  kalt    Basisschutt Basislehm

  --------------------------------------------------

 

                                               BÜDEL (1950)

 

Weitere Untergliederungen des Weichselglazials (WOLDSTEDT 1958,  GROSS 1958, WOLDSTEDT 1960, MANIA 1967, MANIA 1973, LIEDTKE 1975) sind entweder zeitlich nicht mit der in Tabelle 5 identisch oder enthalten feinere Unterteilungen des Früh-, Hoch- und Spätglazials, was für die klimatischen Verhältnisse und dadurch für die Bildung von Verwitterungschichten nicht unerheblich ist. Die Frage nach einer exakten Datierung der Schichten kann jedoch in der Literatur nicht beantwortet werden.

Vom anderen Standpunkt aus sind die klimatischen Bedingungen für die Bildung von Deckschichten bekannt, woraus eine Gliederung des Quartärs möglich scheint. Das Ergebnis einer solchen Gliederung wäre jedoch nicht viel erkenntnisreicher als der Vergleich der Deckschichten nach SCHROEDER & FIEDLER (1977) in Tabelle 5.

 

Die dreiteilige stratigraphische Gliederung von SCHILLING & WIEFEL (1962) nach Untersuchungen in Thüringen und im Harz

deckt sich weitgehend mit der oben aufgeführten von SCHROEDER & FIEDLER (1977). Hinter deren groben Stratifikation Basisfolge, Hauptfolge und Deckfolge verbirgt sich eine fast identische Klassifikation von Verwitterungsschichten mit der obigen, da Solifluktionslöß- und Fluglößdecken der Hauptfolge zugeordnet werden. Die  Basisfolge entspricht dem Basisschutt und -lehm (siehe oben) und  die Deckfolge dem Grob- und Blockdeckschutt.

Die räumliche Differenzierung der Deckschichten erfolgt in allen Untersuchungsgebieten nicht nach geologischen Gesichtspunkten, sondern nach Höhenstufen. Der Unterharz wird in 250 - 350 m (Mohrungen), 350 - 450 m (Bärenrode) und 450 - 600 m ü.N.N. (Lichtenhöhe) unterteilt.

Signifikante Unterschiede wurden in folgenden Ausbildungen gefunden :

 

 - Die Basisfolge  ist  durchschnittlich als ca. 1 - 2 dm

   mächtige  Steinsohle in den oberen und feinerdereichen

   Schichten in den unteren Partien ausgebildet.

 

 - Die Hauptfolge erreicht  ca. 1,5 - 2 m  und wird unter

   Einfluß äolischer Vorgänge mächtiger (Solifluktionslöß,

   Fluglöß), der mit zunehmender Höhe abnimmt. Frühes Ein-

   setzen der Fluglößbildung in den Vorländern und länger

   andauernde  Fließerdezeit  in  hohen Lagen des  Harzes

   bedingen  die  Dominanz von  Fließ- und Fluglöß in den

   Vorländern (Tundrenzone), Solifluktionslöß in den Rand-

   lagen und Frost- und Fließerden in hohen Lagen (defla-

   tionsbetonte Frostschuttzone) in der  Hauptfolge.

   Starke Seitenerosion an Unterläufen der V- und Kasten-

   täler räumte die Hauptfließerde aus, deren Mächtigkeit

   in muldenförmigen Tälern zur Mitte hin zunimmt.

 

 - Das Vorkommen der Deckfolge ist an eine klimatisch be-

   dingte Untergrenze gebunden. Im Falle des Harzes liegt

   sie bei 450 m ü.N.N. Die Deckfolge ist  an das  Durch-

   wandern des Skeletts aus der Hauptfolge und an Vegeta-

   tionsfreiheit (Solifluktion) gebunden, was über 450 m

   ü.N.N. gegeben sein kann (SCHILLING & WIEFEL 1962).

 

Die Untersuchungen von BRACHMANN (1994) ergaben in der Söse-Mulde durchschnittliche Deckenmächtigkeiten von 4-6 m (Tabelle 6a). Ein Vergleich mit den Ergebnissen von SÄNGER (1994) (Tabelle 6b) zeigt deutlich niedrigere Werte der Deckentiefen.

Tabelle 6a : Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken in der

             Söse-Mulde (gemessen)

      ------------------------------------------

       Gestein           Mächtigkeit   Mittelwert 

      ---------------------------------------------

       Diabas            4,8 - 6,4 m      5,5 m   

       Tonschiefer       3         m      3   m   

       Kieselschiefer    3,5 - 6   m      4,5 m   

       Grauwacke         3,5 - 6   m      4,5 m   

      -------------------------------------------

                                           (BRACHMANN 1994)

Tabelle 6b : Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken in der

             Söse-Mulde (gemessen)

      ------------------------------------------

       Gestein           Mächtigkeit   Mittelwert 

      ---------------------------------------------

       Diabas           1,75 - 3,02 m     2,29 m  

       Tonschiefer *    0,77 - 2,48 m     1,69 m  

       Kieselschiefer   1,71 - 2,62 m     1,84 m  

       Graue Schiefer   0,90 - 2,48 m     2,05 m  

      -------------------------------------------

       * : Tonschiefer mit Grauwacke

                                              (SÄNGER 1994)

Da diese Werte als Basiswerte für die Bestimmung der Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken dienen sollen, ist zu prüfen, welchen Formelementen welche Werte zuzuordnen sind (siehe Kap.6).

 

4.3      Computergestützte Modelle

 

AHNERT (1970) versuchte computertechnisch Hangmodelle zu erstellen, die Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken entlang eines Hangprofils aufzeigen. Er entwickelte mit Hilfe von Geländemessungen an mehreren Hängen in den USA und mit mathematischen Gleichungen ein Modell, das Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken errechnet.

Die Tiefe der Decken wird in dem Modell bei homogenem kristallinen Gestein ohne erosive Einschnitte und klimatische Wandel bestimmt durch :

 

      - Mächtigkeit vor der  Zeiteinheit (a)

      - Material hangabwärts  auf das Profil

        transportiert (b)

      - Material durch neue Verwitterung (c)

      - hangabwärts wegbewegtes Material (d)

 

           --------------------------------

             Mächtigkeit = a + b + c - d   

           -------------------------------

 

Die Mächtigkeit befindet sich nach obiger Gleichung in einem dynamischen Gleichgewicht. Die Quantifizierung der Materialmobilisierungen durch Einsetzen von Faktoren in die Gleichung müsste eine sehr genaue Aussage treffen können.

Im Gelände wurden Distanzen vom Hang, Hangneigungen, Verwitterungsdeckenmächtigkeit und Korngrößen gemessen, woraus die modifizierten Gleichungen resultieren. Aus den Gleichungen konnten im nächsten Schritt Computer-Grafiken (Abbildung 23) hergestellt werden.

 

 

 

Abbildung 23 : Computerunterstützte Ermittlung der

               Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken

               entlang eines Hanges

 

 

 

                                              AHNERT (1970)

Eine Gleichung mit einem Korrelationskoeffizienten von R=0,86 (Geländedaten/Gleichung) wurde explizit an zwei gedachten Hängen durchgerechnet und erbrachte die in Tabelle 7 aufgeführten Mächtigkeiten :

 

Tabelle 7 : Computerunterstützte Ermittlung der

            Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken

            mit Hilfe von mathematischen Gleichungen

 

 

     -----------------------------------------------

         Entfernung     Neigung    Verwitterungs-   

       zur Oberkante              deckenmächtigkeit 

              m            ø             m          

     ----------------------------------------------

            100            2           1,3          

            300           10           2,7          

            500           40           3,9          

            700           10           5,6          

           1000            5           7,8          

     ----------------------------------------------

            100            2           1,3          

            300           10           2,7          

            500           30           4,0          

            700           40           5,3           

           1000           50           7,4          

     --------------------------------------------

 

Zwei Schlußfolgerungen können gezogen werden :

 - abnehmende Mächtigkeit bei zunehmender Neigung (relativ)

 - zunehmende Mächtigkeit bei zunehmender Distanz vom

   Oberhang

 

AHNERT spricht von einer scheinbaren Vergleichbarkeit der gerechneten Werte mit den Verhältnissen in der Natur. Nach einigen Modifikationen der Gleichung steigt R bis 0,993, eingeschränkt auf den gemessenen Hang.

 

Nach Einbeziehen der Korngrößenverteilung auf dem Hang kann als letzter Parameter die Zeit in die Gleichungen einbezogen werden, um die Geschwindigkeit der Transportraten zu erlangen, jedoch nur unter Eliminieren des Parameters Hangneigung. Dies ergibt Werte für Transportraten pro Jahr mit einem Korrelationskoeffizienten von R=0,951 auf dem gemessenen Hang (AHNERT 1970).

 

Ähnliche Gleichungen könnten für einzelne Hänge des Untersuchungsgebietes erstellt werden. Dies erforderte zahlreiche Geländedaten, die gegenwärtig nicht vorhanden sind. Da die Ergebnisse der erstellten Gleichungen auf weitere Hänge bzw. auf größere Flächen nicht übertragbar sind, ist eine Ableitung der Deckenmächtigkeiten auf diesem Wege nicht sinnvoll.

 

5        Ergebnisse der morhologischen Analyse des

         Untersuchungsgebietes

 

4.1      Hangneigung

 

Eine erste Darstellung von Hangneigungen des Untersuchungsgebietes ergab eine insgesamt sehr geringe Fläche von übersteilen Hängen und Wänden, so daß die Neigungsklassen mit Neigungen von größer als 35ø zu einer Klassen zusammengefasst wurden. Die modifizierten Neigungsklassen sind in Tabelle 8 dargestellt (vergl. Tabelle 2).

 

Tabelle 8 : Modifizierte Hangneigungsklassen

 

           --------------------------------

             Hangneigung      Benennung    

           -------------------------------

              0 - <  1ø    Ebene           

              1 - <  3ø    schwach geneigt 

              3 - <  8ø    mäßig   geneigt 

              8 - < 15ø    stark   geneigt 

             15 - < 25ø    mäßig   steil   

             25 - < 35ø    sehr    steil   

                >   35ø    übersteil       

           -----------------------------

                              (verändert nach KUGLER 1956)

Die Verteilung der in sieben Klassen gegliederten Neigungswinkel ist in der Hangneigungskarte in Abbildung 24 und in den Diagrammen 26-28 wiedergegeben. Abbildung 25a-25d zeigt einführend die Flächenverteilung des Untersuchungsgebietes in verschiedenen Höhen.

 

Aus der hypsometrischen Kurve und Summenkurve (Abbildung 25a, 25b) ist zu ersehen, daß der Acker-Bruchberg oberhalb von 650 und das westliche Gebiet unterhalb von 450 m ü.N.N. den geringeren Anteil an der Gesamtfläche besitzt. Die Fläche zwischen 450 und 650 m - die Nordhälfte hat eine maximale Höhe von 620 m - nehmen mit einem Maximum bei ca. 500 und 600 m den größten Teil ein. Dies wird in den Abbildungen 25c und 25d bestätigt.

 

 

Abbildung 24 : Hangneigung der Söse-Mulde

Abbildung 25a - 25d

 

 

 

Abbildung 26 - 28

 

 

Die Hangneigungskarte zeigt folgendes Bild :

 

Ebenen finden sich sehr kleinflächig in den Niederungen und auf Plateaubereichen durchschnittlich auf geringer Höhe (Abbildung 27). Die Plateauebenen werden von der erwartungsgemäßen Nachbarklasse, in diesem Fall die schwach geneigten Flächen, nicht umsäumt. Hier erscheinen im Anschluß an die weißen Flächen (0-1ø) alle Klassen mit höheren Neigungen als 3ø, sogar bis 35ø.

 

Die zweite Klasse tritt vergleichbar selten, jedoch großflächiger, insbesondere auf dem Acker-Bruchberg und im Bereich der Bifurkation der Großen und Kleinen Söse, auf. Die schwach geneigte Fläche im Südosten des Gebietes gibt die Ausdehnung des Hochmoortorfes wieder und die im Zentrum der Karte die der quartären Unterlage (siehe Abbildung 2). Dies sind die kleinsten Flächen mit geringsten durchschnittlichen Neigungswerten (Abbildung 28). Weitere kleinflächige Vorkommen sind an kleinere Plateauflächen gebunden, deren Neigung nicht zur Klassifikation "eben" gereicht hat. Die gemittelte Höhe (Abbildung 27) der Neigungsklasse 1-3ø ist mit ca. 650 m ü.N.N. sehr hoch.

Die Flächen mit Neigungen unter 3ø haben mit 7% an der Gesamfläche eine geringe relative Fläche.

 

Mäßig geneigte Flächen stellen die erste Neigungsklasse dar, die großflächig im vertreten ist (19%). Sie befinden sich in Tiefenebenenbereichen, teils nur bis zum Mittellauf der Flüsse, und dominieren im Bereich der Oberläufe der Flüsse und Bäche und auf den darüber liegenden Hangschulterflächen. Fast der gesamte Oberhang des Ackers, der Oberhang im Nordwesten (Kartenrand) und die des reliefierten und vielgliedrigen Gebietes in der nördlichen Hälfte der Karte werden von dieser Klasse beherrscht.

 

Stets anschließend an die vierte Klasse, die den Übergangssaum zwischen mäßig geneigten und mäßig steilen Flächen bildet, erscheint die rotbraune Flächensignatur der 15-25ø geneigten Hänge mit der größten Gesamtfläche. Sie geben als breites, durchgehendes Band der südlichen Kartenhälfte und als Begleiter der Tiefenlinien zwischen dem kuppigen Relief der nördlichen Kartenhälfte die mäßig steilen Hänge wieder. Sehr auffällig ist deren Erstreckung bis an die Talwege im Mittellauf der Flüsse und Bäche, wobei oftmals noch ein kleiner Saum mit Neigungen von 8-15ø oder von noch geringerer Neigung die Flüsse begleitet. Die Position der Hangpartien mit 15-25ø Neigung ist hauptsächlich im Mittel- und oberen Unterhang. Das südliche Teilgebiet des Ackers fällt größtenteils in diese Klasse.

Die 3-25ø Hänge sind entweder gleichmäßig in diversen Höhenstufen (3-15ø) oder stark in Mittelhang-Position vertreten, weswegen sie sich durchschnittlich auf 550 m ü.N.N. befinden (Abbildung 27).

 

Die Flächenausdehnung der fettlinierten, sehr steilen Hänge ist wie die der ersten Klasse sehr gering (6%). Es handelt sich bei den 25 bis 35ø geneigten Hängen um bandartige Flächen, die sich in südlichen Expositionen von den Mittelhängen bis zu den Hangfußbereichen erstrecken (gemittelte Höhe 525 m ü.N.N.) oder in die mäßig steilen Hänge eingestreut sind. Der südliche Kartenrand wird teilweise nur von dieser Klasse gebildet.

 

Letzlich kommen übersteile Hänge vereinzelt vor, die aufgrund ihrer kleinen Fläche (6%) neben der sechsten Klasse kaum visuell wahrnehmbar sind (punkthafte Darstellung). Größere Ausdehnungen sind am Kartenrand, an der Großen Schacht und in Kartenmitte feststellbar.

 

Die Hypsoklinkurve in Abbildung 26 zeigt deutliche Maxima (>20ø) der gemittelten Neigungen in den Höhenstufen 700 und 500 m ü.N.N.. In 600 m Höhe, wo die nördliche Hälfte der Söse-Mulde in die Rechnung einbezogen wird, existieren durchschnittlich 5ø flachere Hänge. Die Abnahme der Neigung bis 350 m (9ø) ist mit der Abnahme oberhalb von 700 m bis 850 m (7ø) fast identisch.

 

Es finden sich in Abbildung 24 keine kleinräumigen Übereinstimmungen der Neigungsverteilung mit dem geologischen Untergrund (Abbildung 2). Auf Grauwacke und Quarzit kommen ebenso wie auf Ton- , Grünschiefer und Diabas hohe sowie auch niedrige Neigungen vor.

Insgesamt bilden Hochmoortorf, quartäre Sedimente und Grauwacke Hänge geringer Böschungswinkel (<11ø) und durchgehend alle Schiefer Hänge hoher Winkel (>14ø) mit dem größten Flächenanteil (Abbildung 28). Auffällig ist, daß die Flächen, deren Untergrund aus Alluvium besteht, gemittelt aus stark geneigten Hängen bestehen.

 

5.2      Wölbungen

 

Die sich von SO nach NW erstreckenden Hangprofile sind in Abbildung 29a-29d wiedergegeben. Einer Gliederung jeder Mesoform in vertikale konvexe- (ex)/konkave- (av), konvex-konkave (ex-av) oder gestreckte (ge) Abschnitte (obere Zeile) folgt eine Grobgliederung (untere Zeile).

 

Großräumig zeigen alle Profile eine konvexe bis sehr flach-konvexe Form des Hangrückens des Acker-Bruchbergs, der äußeren NW-Höhe und weiterer Hangschultern, die entlang von Flußläufen zur steilgestreckten übergeht. Entlang von Wasserscheiden bzw. Anhöhen wird der Beginn des gestreckten Hanges durch eine zwischengelagerte Konkavität nach unten verlagert (Profil A, B). Die Abfolge konvex-gestreckt findet sich an allen nicht durch kleinere Formen gestörten Hängen (Berghauptmannshof).

 

Deutlich konkave Hangbereiche sind am Hangfuß zur Söse, Großen und Kleinen Söse und zur Alten Riefensbeek entwickelt, demnach nur in den unteren Bereichen der größeren Flüsse. Die unteren konkaven Wölbungen werden aber nicht von konvexen in der Höhe abgelöst, sondern von gestreckten.

 

Echte Konvex-Konkav-Formen sind in den Profilen A und B nur in der oberen Spalte zahlreich aufgeführt. Durch kleinere Geländestufen und Muldentäler sind diese Hänge im unteren Gebiet der Söse-Mulde nur kleinräumig vertreten. Mit der Höhe (Profil C, D) nimmt die Erstreckung der ex-av-Abfolgen zu (Großer Mittelberg).

 

Abbildung 29a : Profil A

 

Abbildung 29b : Profil b

Abbildung 29 c : Profil c

 

Abbildung 29d : Profil d

 

Abbildung 30 a + 30 b : Morphologie der Söse Mulde

Abbildung 30 c : Wölbungen der Söse-Mulde

 

Ein Vergleich der Aussagen mit zwei weiteren Übersichtskarten (Abbildung 30a, 30b) bestätigt die Lokalität und Dominanz der genannten Wölbungsabfolgen :

 

Unterhalb konvex bis flachkonvex gekrümmten Hangschultern beginnen steilgestreckte Hangpartien, die erst direkt an Talböden in eine konkave Form wechseln oder direkt an sie anschließen (30b). Erst im flachwelligen und wasserscheidennahen Bereich, vornehmlich im nördlichen Teil der Söse-Mulde sind auch ex-ge-av- oder ex-av-Formen entwickelt. Weiterhin existieren ex-av-Formen entlang von Wasserscheiden, insbesondere am Hang des Ackers. Zahlreiche Bäche, die sich tief zwischen den Rücken eingeschnitten haben, bewirken die Heterogenität der Krümmungen im Gebiet.

 

Horizontale Wölbungen sind in Abbildung 30c dargestellt. Die exakten Tiefenlinien des reliefierten Geländes werden in der Karte durch die konkaven Bereiche abgebildet. Beidseits der blauen Konkavlinien verlaufen die Linien der Konvexbereiche, die annähernd die Wasserscheiden der Kamm-, Rücken- und Gradelemente wiedergeben (je nach Linienausrichtung der  Polygone). Sehr deutlich treten die schon aufgeführten Unterschiede des Nord- und Südteils der Söse-Mulde durch die Struktur der Linien hervor.

 

5.3      Reliefasymmetrien

 

5.3.1    Gesamtasymmetrie

 

Die Expositionskarte gibt in Abbildung 31 das Relief in verschieden exponierten Flächen wieder. Es zeigt sich, daß der südliche Teil der oberen Söse-Mulde überwiegend NW- oder N-exponiert ist. Südexponierte Böschungen zeigen deutlich die Nordabgrenzung der Flüsse. In der nördlichen Hälfte sind die Hänge zwar größtenteils in südlicher Richtung exponiert, jedoch kommt die Vielgliedrigkeit des Gebietes durch das Auftreten aller acht Flächensignaturen zum Ausdruck. Diese Heterogenität in Expositionen erschwert die Lokalisierung einer Gesamtasymmetrie.

Die Kombination der Expositionskarte mit der Übersichtskarte (Anhang) verschafft einen Überblick der verschiedenen Expositionen. Eine Gesamtasymmetrie ist visuell mit der Isohypsendichte auf diesem Wege nicht zu finden. Die Kombination der Neigungskarte (Abbildung 24) mit der Expositionskarte (Anhang) zeigt deutliche Übereinstimmungen der Flächen beider Karten, die sich stark an das Gewässernetz anlehnen. Die Dominanz einer Neigungsklasse innerhalb einer Exposition im Vergleich Nord- und Südhälfte ist nicht auszumachen.

 

Auf statistischem Wege (Abbildung 32-43) ist erkennbar, daß alle  Hänge bis auf südwestexponierte eine durchschnittliche Neigung von 11-17ø besitzen (Abbildung 32), wobei die Nord-Nordwesthänge flach ausfallen und mit 38% einen hohen Anteil an der Gesamtfläche haben. Die südwestexponierten Hänge treten mit mindestens 25ø deutlich hevor, was auch der Vergleich der Flächen gleicher Neigungsklasse in den Abbildungen 33a-33b zeigt. Die südexponierten, steilen Flächen machen 20% der südexponierten Gesamtfläche aus, dagegen die der nordexponierten 7% (Abbildung 33). Ein Blick auf die 0-3ø flachen Hangpartien verrät, daß die nordexponierten Flächen einen dreifach höheren Flächenanteil dieser Neigungsklassen im Gegensatz zu den südexponierten besitzt. Die 3-25ø geneigten Flächen sind wie in Abbildung 27 ähnlich verteilt.

 

Eine exaktere Analyse (Abbildung 34a-34e) verdeutlicht weiterhin, daß neben dem hohen Anteil von südwestexponierten 38% der >35ø steilen Böschungen von östlich exponierten Hängen eingenommen werden, die sonst durchweg ca. 15% der Fläche besitzen. Die NW-Hänge besitzten in allen Diagrammen der Neigung <35ø einen sehr hohen Anteil an der Fläche, hauptsächlich bei 3-15ø Neigung. Flache Südhänge (<8ø, <15ø) sind jeweils nur mit ca. 10% beteiligt.

 

Abbildung 31 : Expositionen der Söse Mulde

 

Abbildung 32, 33a 33b

 

Abbildung 34a b c d e

 

Abbildung 35 : Tiefenbereiche der Söse-Mulde

Abbildung 36 a b c :

 

 

5.3.2  Talasymmetrien

 

Die Tiefen-Bereiche geben in Abbildung 35 die Tiefenlinien mit ihren angrenzenden Hängen wieder. Die beiderseits der Flüsse gleichgroßen Flächen wurden so groß gewählt, daß sich die Tiefen-Bereiche kaum berühren und daß schon kleine Asymmetrien visuell leicht erkennbar sind.

 

Sehr deutlich erstreckt sich entlang des Sösen-Tiefen-Bereichs und vereinzelt kleinflächig im Zentrum übriger Bereiche eine Zone geringerer Neigung (0-8ø), die die Talwege und ihre Talursprünge wiedergibt und insgesamt ein Viertel der Gesamtfläche ausmacht (Abbildung 36a).

Beiderseits dieser Linie grenzen Hänge gleicher oder verschiedener Böschungswinkel, je nach Asymmetrieausprägung der Täler. In Kombination der Neigungskarte mit der Übersichtskarte (Anhang) ist eine Betrachtung höherer Hangpartien möglich, die Aufschluß über mögliche Ganztalasymmetrien gibt. Desweiteren zeigen die Übersichtskarten (Abbildung 30a, 30b) die Talasymmetrien einiger Täler auf.

 

Die großflächig geringe Neigung im Tiefenebenenbereich der Söse zeigt, daß die angrenzenden Hänge nicht dargestellt werden. Da hier starke geologische Unterschiede herrschen, ist eine Vergrößerung des Tiefen-Bereichs zur Lokalisierung von primärer und sekundärer Asymmetrien überflüssig. Im Ganzen sind die unteren südexponierten Hänge der Söse steil entwickelt, die nordexponierten flach.

Entlang aller Flußläufe zeigt sich nur in einem Fall eine besonders starke Talasymmetrie. Im Kleinen Mollental (Rauhe Schacht) ist der breite, südexponierte Hang sehr stark mit über 35ø geneigt,  dagegen der nord-nordostexponierte mit 3-8ø im unteren Teil und mit 8-25ø in höheren Partien sehr flach entwickelt (vergl. Abbildung 30b).

Weitere ähnliche Talasymmetrien sind entlang fast aller südlichen Zuflüsse der Söse (Große Söse, Aller, etc.) feststellbar, aber sind nicht so stark ausgeprägt. Die süd- und westexponierten Hänge sind durchweg mit 25-35ø und teils mit höheren Neigungen sehr steil gebildet, während sich die gegenüberliegenden mit 8-25ø flach verhalten. An den nördlichen Zuflüssen  der Söse (Alte Riefensbeek und Zuflüsse, Große Limpig) kann dieses Phänomen ebenfalls mit dem Unterschied festgestellt werden, daß keine signifikanten Unterschiede am Unterhang auftreten.

Nordexponierte Hänge mit höheren Böschungswinkeln kommen am Mittellauf der Kleinen Söse, Alten Riefensbeek und unterhalb des Kerbsprungs einiger Flüsse im Süden vor, deren Erstreckung relativ gering ist.

 

Diese Asymmetrien verursachen in Abbildung 36a die höheren Flächenwerte der steilen Unterhänge im Vergleich zu denen der Flachhänge. Insgesamt zeigt sich in Abbildung 36a eine ähnliche Verteilung der Flächen wie in Abbildung 27 (Gesamtgebiet). Abbildung 36c weist ebenfalls vergleichbar große Flächenverteilungen wie Abbildung 33c auf. Ein deutlicher Unterschied zum Gesamtgebiet ist in den südexponierten Böschungen der Tiefen-Bereiche zu finden, da sie flächenmäßig kaum Ebenen und schwach geneigte Hänge, weniger übersteile und mehr mittel geneigte und sehr steile Hänge bilden. Dies führt in Abbildung 37 zu Neigungsmittelwerten der Südhänge von mehr als 15ø (SW 19ø) und niedrigeren Werten der Nordhänge (NW und N 13ø, NO 16ø). Auch in der Tiefenbereichskarte besitzen die Nordwest- und Nordhänge den größten Flächenanteil (Summe 37%). Ostexponierte Hänge sind kaum vertreten (5%).

 

Abbildung 37 : Prozentuale Flächenverteilung  der

               verschieden exponierten Flächen

               der Tiefen-Bereiche

 

 

6        Ergebnisse

 

Die Neigungskarte und deren statistische Auswertung bestätigen teilweise die Theorie ROHDENBURGS (1971), nach der mittlere Neigungen in Mittelgebirgen recht häufig sind, da ein Drittel der Hänge in der Söse-Mulde innerhalb der Neigungsspanne 15-25ø liegen. Die 8-15ø geneigten Hänge machen jedoch mit 50% einen großen Teil der Gesamtfläche aus.

Die relativ hohen und niedrigen Gebiete, die einen geringen Anteil an der Gesamtfläche haben, zeigen mindestens 7ø gemittelte Neigung (Abbildung 25, 26).

Die Verteilung der Neigungsklassen zeigt eine primäre Abhängigkeit zum Gewässernetz, zu Distanzen zum Vorfluter und zur Hanglage. So resultieren einerseits die ebenen bis mäßig geneigten Flächen des Acker-Bruchbergs, deren Geologie vom Quarzit gebildet wird, aus Prozessen der Oberhanglage, andererseits die steilen Quarzitflächen an der NW-Abdachung des Ackers und die im südlichen Teil des Acker-Bruchberg-Zuges aus der niedrigeren Höhenstufe.

 

Insgesamt lässt sich neben der starken Anlehnung der Morphologie an lithologische Strukturen eine Korrelation der Neigungswerte mit dem geologischen Untergrund feststellen.

Dies äußert sich in den in Abbildung 28 dargestellten geringen Neigungsmittelwerten der quartären Schotter, der Grauwacken und des Hochmoortorfes, die die unteren Tiefenbereiche oder die Plateauflächen bilden. Die sehr hohe Durchschnittsneigung des Alluviums (12ø) resultiert aus den hohen Neigungen in den Mittelläufen der Flüsse.

Die starke Abhängigkeit der von SW-NO streichenden Höhenzüge von geologischen Verhältnissen ist in den Modellen von AHNERT (1971) dokumentiert, die wie im Fall der Höhenunterschiede im Untersuchungsgebiet auf verschiedenen Gesteinsresistenzen beruhen.

 

Da das Vorkommen einer Gesamtrelief-Asymmetrie in der oberen Söse-Mulde durch die Heterogenität und Größe des Untersuchungsgebietes nicht auszumachen ist, erscheint eine grundsätzliche Differenzierung der Deckenmächtigkeiten nach Expositionen nicht sinnvoll.

Da die Asymmetrien der Nebentäler, insbesondere im Mittellauf, sehr ausgeprägt sind, ist mit verschiedenen Hangentwicklungen und Deckenmächtigkeiten zu rechnen.

 

Durch die geringe Flächenausdehnung einzelner Polygone ergibt sich zum einen eine sehr detaillierte Kartendarstellung, zum anderen jedoch aufgrund der Punkt zu Punkt Verbindung beim Herstellen von Polygonen eine Verzerrung der Flächen im Bereich zwischen den Isohypsen großer horizontaler Distanz auf der Topographischen Karte. Dies ist für Bereiche in den Flußauen und besonders für die Flächen am Kartenrand zutreffend, die unrealistische Werte annehmen (große primäre Polygone). Die Werte erfahren durch die geringe Anzahl von betroffenen Polygonen keine Verfälschung.

 

Daneben befindet sich auf allen Karten im Zentrum eine kleine ostexponierte Fläche, die relativ hoch am Talboden erscheint und sehr steil geneigt ist. Der Höhenwert basiert auf einem Fehler der digitalisierten Höhendaten und führt zu einer starken Verfälschung der Werte der Osthänge und einer sehr geringen Verfälschung der sehr steilen Hänge.

Demnach geben die statistischen Analysen der ostexponierten Flächen nicht wahrheitsgemäße Werte wieder.

 

6.1      Hangprozesse und Hangformung

 

Die großflächige Ausräumung tertiärer Decken seit dem Pliozän durch die klimabedingte Tiefenerosion und großflächige Erosion kann für das ganze Gebiet angenommen werden. Zu den in älteren Zeiten geformten Reliefelementen gehören zweifellos die höheren Partien des Acker-Bruchberges und die großen, flachgeneigten Areale der nördlichen Söse-Mulde, wo ein Weiterleben der Flächenbildung im Quartär aufgrund weicherer Gesteine möglich war.

Diese Flächen (<3ø) wurden durch die Denudationsvorgänge und die klimabedingte Tiefenerosion seit dem Pliozän überformt, so daß sie gegenwärtig die heutige Form einnehmen. Die Solifluktion war als periglazialer hangformender Prozeß auf Ebenen (<3ø) kaum wirksam.

Verwitterungsresistente Gesteine zeigen im Profil konvexe bis flachkonvexe Oberhänge. Das Fehlen oder die geringe Flächenausdehnung von schwach bis mäßig geneigten Hängen im Anschluß an die Plateauflächen spricht für einen sprunghaften Übergang von Ebenen zu den sich anschließenden steilgeraden Hängen, die mit 15-25ø Neigung die Talbodenniveaus erreichen.

Im Falle des Acker-Bruchberges beginnt der steilgerade Abschnitt durchschnittlich unterhalb 700 m ü.N.N., worüber die 8-15ø geneigten Flächen als sehr breite Zone  und die 3-8ø geneigten Flächen als schmaler Saum zur Plateaufläche überleiten. Da der steilgerade Abschnitt an den meisten Hängen in der Söse-Mulde die größte Hangpartie darstellt, besitzt die 15-25ø-Klasse den größten Flächenanteil an der Gesamtfläche.

 

Die Entwicklung des gesamten Acker-Bruchberges und die ihm vorgelagerten Rücken und isolierten Vollformen, auch in der Nordhälfte, ist vergleichbar mit der Theorie der Hangformung an Härtlingen, die grobes Verwitterungssubstrat liefern und steilkonvexe bis konvex-steilgerade Profile unter starkem Einfluß einer Vorflutereintiefung entwickeln (vergl. Hangformen NW-Harz, BLENCK 1962), sofern großräumige Hebungen und/oder Senkungen einiger Teilgebiete die Profile nicht ausschließlich bestimmten. Die Stellung der Tiefenerosion wird durch den Einfluß tektonischer Verstellungen (Hebung) bestimmt (STARKEL 1961, ROHDENBURG et al. 1976, GOSSMANN 1981, ZENSES 1989).

Unter weiteren Bedingungen (parallele Schichtung des Gesteins) können sich im Extremfall, wie am Kleinen Mollental, steilkonkave Profile entwickeln (GOSSMANN 1981). Eine Akkumulation wurde im Gleichgewicht zwischen Vorflutereintiefung und Materialtransport bei starker Tiefenerosion völlig unterbunden. Im Ungleichgewicht muß zwischen erhöhter und erniedrigter Tiefenerosion differenziert werden, was deutlich durch einen Hangknick angezeigt wird und einen erhöhten Abtrag  oder eine Akkumulation fördert (AHNERT 1987). Das Vorkommen von ausgeprägten Hangknicken im Untersuchungsgebiet ist größtenteils an geologische Gegebenheiten gebunden.

Generell nahm der Abtrag mit abnehmender Höhe im Profil bis zur Tiefenlinie zu. Das Nichtbereitstellen von kleinen Korngrößen im Verwitterungssubstrat und die relativ geringe Menge des nicht grobkörnig-grobblöckigen Materials führte zu einer Dominanz der Spülprozesse schon unterhalb des Oberhangs, der eine schmale Zone des allgemein stärksten solifluidalen Abtrages darstellt.

Ein reines Spülmodell (GOSSMANN 1970), das unter Einfluß von Tiefenerosion ein konvexes Profil liefert, trifft in diesem Zusammenhang kaum zu, da die Oberhänge in der Söse-Mulde aller Wahrscheinlichkeit nach nur von solifluidalen Prozessen (3-18ø) geprägt sind .

 

Eine allgemeine Flachhangentwicklung, die bei geringer Neigung und Tiefenerosion einen geringen Deckenabtrag und damit eine geringe Reliefeinebnung verursacht, ist für die weichen Formen der Nordhälfte zutreffend, wo kleinere 0-3ø geneigte Flächen die maximalen Höhen wiedergeben. Die vorherrschenden Gesteine sind verschiedene Tonschiefer, die im Verwitterungssubstrat kleine Korngrößen und splittriges Skelett liefern. Diese Formen resultieren aus einer gesteigerten Verwitterung und Denudation.

Hier decken sich sich die Profile weitgehend mit den Theorien des "dreiteiligen Hanges" (BÜDEL 1977), der "Kriech- und Spül-Mischform" (GOSSMANN 1970, 1981) oder der Hangentwicklung ohne Vorflutereintiefung mit dem stärksten Abtrag am Mittel- und Oberhang (STARKEL 1961), da zahlreiche Konvex-Konkav-Formen, insbesondere in den höheren Lagen, ausgebildet sind.

Ein Abfall der Transportkraft bewirkte durch Massenbewegungen und Abspülung (solifluidale Hangfußverschüttung am Hangfuß) eine Konkavität am Unterhang, die auch hangaufwärtige Teile erfaßte (ROHDENBURG et al. 1962). Eine weite Flachkonkavität ist nur in den Unterhangbereichen entwickelt, wo fluviale Seitenerosion nicht wirkte. Ein gestreckter Mittelhang ist dadurch im Profil sehr kurz ausgebildet und die darüberliegende Solifluktionszone sehr lang.

Die Länge des gestreckten Mittelhanges hängt weiterhin von der relativen Höhe der Rücken- und Kuppenbildner ab. Symmetrische Bedingungen an der Hangoberkante und am Hangfuß sind selten, da meist Tonschiefer die unteren und Kiesel-schiefer, Diabas und Grauwacke bzw. grauwackenreiche Tonschiefer die oberen Hangpartien prägten und außerdem sekundäre Asymmetrien vorliegen (siehe unten).

 

Unterhalb von Hangschultern (Süd- und Nordhälfte : 700 m und 500 m ü.N.N. ) haben die Nebenflüsse der Söse die Wasserscheide fast erreicht und schneiden sich unter Versteilung der Hänge ein, so daß größere Teile des Oberhanges stark betroffen sind. Die für die Talursprünge charakteristischen eingemuldeten Täler sind nur dort entwickelt, wo weicheres Gestein Formen mit niedrigen Neigungen bedingt.

Die Eintiefung der Flüsse in den durchschnittlich steilsten Höhenstufen wurde aufgrund der zunehmenden Flußgeschwindigkeit und des Fehlens von Feinmaterial intensiviert. Solifluidale Prozesse, die die größte Formung an 8-18ø-geneigten Hängen erreicht, traten mit Zunahme des Hangwinkels zurück.

Ab einer gewissen Steilheit der Hänge unterhalb der Talursprungszone arbeiteten die Spülprozesse gegen eine Hangverflachung am Mittel- und Unterhang (BÜDEL 1961, STARKEL 1961). Für die Spülprozesse waren Hangwinkel und Distanz von der Hangoberkante ausschlaggebend. Rillen und Runsenspülung begann auf sehr steilen Hängen, bei kleinen Korngrößen schon auf mäßig steilen Hängen. Auf übersteilen Böschungen bildeten sich Erosionssysteme.

Die Konsequenz ist eine hohe Verwitterungsrate und ein starker Abtrag der Decken unterhalb des Kerbsprung-Höhenniveaus (AHNERT 1954, ROHDENBURG 1987), wo die mittlere Neigung an den größtenteils geraden Hängen auf >20ø sprunghaft ansteigt (vergl. SW-Formen NW-Harz, BLENCK 1962).

 

Es herrscht in diesen Bereichen eine differenzierte Abtragung :

Da die sich meist von SW nach NO erstreckenden geologischen Strukturen die auftretenden Asymmetrien in allen Fällen nicht erklären können, muß von einer sekundären Asymmetrie ausgegangen werden (POSER & MÜLLER 1951, KARRASCH 1970, ZENSES 1989). Lateral einseitige, fluviale Unterschneidungen versteilten die südexponierten Hänge, die hohe Neigungswerte (>25ø) verursachten.

Da aber z.B. am Kleinen Mollental, wo die Talasymmetrie am stärksten erscheint (>35ø), das flache, nordexponierte Gebiet zusätzlich von vier Bächen entwässert und die Geologie des markanten Höhenzuges im Norden größtenteils von Kieselschiefer gebildet wird, ist eine klimabedingte Hangunterschneidung nicht die primäre Ursache.

 

Asymmetriewechsel kommen in wenigen Einzelfällen in schwacher Ausprägung vor, so daß sie vernachlässigt werden können. Die relativ hohen Flächenwerte von steilen Böschungen an östlich exponierten Hängen resultieren aus einem Kartenfehler in der Kartenmitte. Eine statistische Einzelbetrachtung der Nord- und Südhälfte der Söse-Mulde wäre vielerseits aufschlußreich, ist jedoch im zeitlichen Rahmen des Praktikums nicht möglich.

 

Mit abnehmender Höhe und Neigung (8-15ø) gehen die Kerbtäler, deren Erstreckung in der südlichen Hälfte des Untersuchungsgebietes um ein vielfaches größer ist, zu Muldentälern über. Sie bilden einen kurzen Übergangsabschnitt zu Muldensohlen- und Kastentälern (<15ø). Diese von der fluvialen Aktivität abhängige Talabfolge, die mit der im NW-Harz übereinstimmt (BLENCK 1962), ist für die gesamte Söse-Mulde zutreffend.

Die Hangprofile an den Talschlüssen decken sich trotz eines konvexen Ober- und konkaven bis weitkonkaven Unterhanges nicht mit den "echten" Konvex-Konkav-Formen, da der meist steilgerade Abschnitt den größten Teil des Hangprofils ausmacht.

 

Es ist anzunehmen, daß der Löß der Hochebenen und der von Abspülung beherrschten Flächen ausgeräumt wurde, so daß er nur noch in Unterhang-, flacheren Mittelhangbereichen und Mulden in den tieferen Lagen, deren Decken nicht von Lateralerosion angegriffen wurden, rudimentär vorhanden sein kann. Dies äußert sich in Skelettlöß-Horizonten oberhalb der Tonschiefer-Basisschutte und Mittelschutte der Grauwacken. Geringe Lößbeimengungen in den Wanderschuttdecken nehmen nach SCHILLING & WIEFEL (1962) mit der Höhe ab.

 

Postquartäre Tiefenerosion setzte warscheinlich den Vorgang der Deckenausräumung fort, der aufgrund von Vegetation und Ortsböden die <15ø geneigten Talhänge nicht erfaßt.

Da ein nennenswerter, eventuell auch anthropogen verstärkter Abtrag auf stärker geneigten Böschungen herrscht (ex-ge), muß von einer Festlegung der periglazial gebildeten Verwitterungsdecken hier abgesehen werden (starker Abtrag bei >27ø, SOHLBACH 1971, BÜDEL 1977).

Außerdem fand eine "quasinatürliche Oberflächenformung" nach MORTENSEN (1954/55) in der Söse-Mulde durch Rodungsperioden statt, die den Abtrag auch auf flacheren Hängen verursacht oder verstärkt. Ein ausführlicher Überblick der Rodungsperioden ist in M A L E S S A (1992) zu finden.

 

6.2      Relative Mächtigkeiten von

         Verwitterungsdecken

 

Aus den Verhältnissen am Konvex-Gestreckt-Profil ist zu schließen, daß sich die Deckentiefe am lithologisch einheitlichen Oberhang (Quarzit, Grauwacke, Kieselschiefer, Diabas) umgekehrt proportional zur Neigung verhält.

Die teils durch Kryoturbation gestörten, dünnschichtigen Lagen des Solifluktionsmaterials im Mittelschutt auf den ebenen Flächen verhinderten weitgehend eine tiefere Verwitterung im Quartär (Auftautiefe) und konnten bei den geringen Neigungen oberflächennah gekappt, jedoch gesamt nicht bewegt werden. Dies bezeugt die verbliebene tertiäre Verwitterungsdecke des Acker-Bruchberges (HÖVERMANN 1953).

Unterhalb der Oberkante des meist steilgeraden Mittelhanges, wo die Formungsprozesse intensiver und andersartiger sind, bleibt der relativ geringe Tiefenwert der Mittel- und Basisschutte konstant (geringe Verwitterung und starker Transport), sofern sich der Böschungswinkel nicht ändert. Grobdeckpflaster und Blockmeere kommen auf steilen Hängen zum Vorschein (>25ø). Bei sehr hohen Neigungen dominieren Blockdeckschutte über dem unverwitterten Gestein.

 

Die Mittel- und Basisschuttdecken mit "transportierten, groben und in der Matrix schwimmenden Blöcken" (HÖVERMANN 1953) wurden in den Nebentälern der Söse je nach Neigung (15-25ø, 25-35ø) und relativer Höhe der Form (Distanz zum Vorfluter) voll- oder unvollständig ausgeräumt.

Die oberhalb der Kerbtäler befindlichen Muldentäler blieben bei Neigungen < 8ø von der starken Abtragung verschont. Folglich nimmt die Mächtigkeit der Decken im oberen Muldenbereich zur beginnenden Tiefenlinie (Wölbungskarte, Abbildung 30c) stark zu (LUIS 1968).

Talursprünge mit stärker geneigten Hängen (Quarzit) sprechen dagegen für einen höheren Abtransport des Materials vom Oberhang. Die Verwitterungsrate kam der Abtragung nicht nach.

 

An den steilgeraden Mittel- und Unterhängen ist in der oberen Hälfte des Mittelhanges, wo Spülprozesse die Solifluktion ablösen, mit einer sprunghaften Abnahme der Deckenmächtigkeit zu rechnen. Eine geringfügige Konkavität am Übergang zum Tiefen-Bereich spricht für eine schwache Zunahme der Deckentiefe. Der stärkste Abtrag herrschte in den Bereichen mit starker Hangzerschneidung, so daß die Verwitterungsdecken dort minimale Tiefe besitzen.

Blockmeere, -felder und -halden (DEMECK (1962) : Blockfreilegung, Herauspräparieren von Felsen mit hoher Gesteinsresistenz) wären  unterhalb 20-30ø geneigten, hohen Abhängen nicht zuletzt auch durch rezente Feinmaterialverspülungen zu erwarten, auf sehr steilen Partien auch Rutschungen, die in dem betrachteten Maßstab nicht berücksichtigt werden können.

 

In asymmetrischen Talabschnitten zeigen relativ flachere Nordost-Hänge umgekehrt proportional zur Neigung eine starke Zunahme der Mächtigkeit (Unterhang konkav-weitkonkav).

Es ist aber auch dort, wo geologisch verursachte asymmetrische Formung vorliegt, mit ähnlichen, jedoch geringeren Deckentiefen zu rechnen, da die Resistenz des Gesteins neben grobem Verwitterungsmaterial auch eine höhere Steilheit vorgibt und damit im Gegensatz zum gegenüberliegenden Hang eine Akkumulation unterband (Blockdeckschutt/Grobdeckschutt).

 

In der nördlichen Hälfte der Söse-Mulde innerhalb der weichen Formen liegt kolluvialer Schutt an den unteren, konkaven Hangpartien und Tiefenebenenrandlagen, deren Neigung je nach Ausprägung der Verschüttungen 11-25ø erreichen kann. Eine Fortsetzung der Abtragung im Holozän auf stärker geneigten Flächen, die durch anthropogenen Einfluß verstärkt wurde, führte auf den konkaven Unterhangbereichen zu Fossilierungen der quartären Decken (Basisschutt, Mittelschutt, Skelettlöß, Kolluvium).

Eine starke Zunahme der Deckentiefe, die sich bis in den Mittelhang erstreckt und von der relativen Höhe der Gesamtform abhängt, ist auf solchen Formen gesichert. Das Minimum der Deckentiefe am Hang wäre somit am Mittelhang erreicht (<15ø : Mittel- und Basisschutt, > 15ø : evtl. mit Grobdeckschutt).

Die Verhältnisse am Oberhang unterscheiden sich grundlegend von denen der Hochplateaus :

 

 - Die Distanz Kuppenfläche - Vorfluter ist relativ gering

   (80-300 m)

 - Die Vollformen befinden sich teils in Mittellaufposition

   der Flüsse

 - Der geologische Untergrund wird nicht ausschließlich von

   Härtlingen gebildet (verschiedene Tonschiefer)

 - Die Ebenen sind relativ kleinflächig

 

Demnach sind geringmächtige Basisschutte auf den Kuppen zu erwarten. Der Angriff von unten, flachgründige Massenbewegungen und der hohe Anteil an Feinerde im Verwitterungssubstrat bedingten eine Abfuhr des Mittelschuttes (und weiterer Decken : Löß, Feindecke), die in Mittelhanglage maximal ausfiel.

 

Die durch langsame Akkumulation gebildeten tonreichen und dünnen holozänen Auelehmdecken in den Niederungen sind erst unterhalb der Kerbtäler zu erwarten.

 

Die großen Tiefebenen sind mit einer tiefen Decke verhüllt. Dies betrifft die Söse-Aue und die breiten Unterläufe der Nebenflüsse, die die geringe gemittelte Neigung in den unteren Bereichen verursachen. Die fluvialen Ablagerungen sind im Untergrund meist stark sandig bis lehmig und enthalten Kiese und Sande. Die obere, holozäne Decke ist tonig-lehmig bis sandig-lehmig einzuschätzen. Nach HÖVERMANN (1953) betragen die Deckentiefen in den Talschlüssen der Nebentäler 5-10 m (8-10 m nahe der Tiefenlinien).

Da der Anschluß des Talbodenniveaus an die Hänge am Talschluß meist konkav ausgebildet ist, sind der Konvex-Konkav-Form ähnliche Verteilungen der Deckentiefen am Unterhang zu erwarten, die sprunghaft (Hangknick) im Falle eines darüber liegenden steilgeraden Mittelhangs abnehmen.

 

6.3      Abschätzung der Mächtigkeiten

         von Verwitterungsdecken in der

         oberen Söse-Mulde

 

Den Ergebnissen ist grundsätzlich zu entnehmen, daß mögliche Deckenmächtigkeiten von den lokalen Prozessen und deren Verflechtungen abgeleitet werden können. Da die Bedingungen, unter denen die Deckentiefe abzuschätzen ist, sehr zahlreich sind, wurde ein tabellenartiger Bestimmungsschlüssel entwickelt (Tabelle 9), aus dem die Deckenmächtigkeiten ermittelt werden können.

Die Grundlage der absoluten Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken auf verschiedenen Hangpartien stellen einige Geländedaten als Basiswerte dar (HÖVERMANN 1954, BRACHMANN 1994, SÄNGER 1993). Die Tendenzen (Ab-/Zunahme/konstante Deckentiefe) sind in Kapitel 6.2 aufgeführt. Weiterhin wurde eine Begehung des Geländes vom Autor durchgeführt.

 

Die Bestimmung der Deckenmächtigkeit nach der Tabelle 9 geht in folgenden Schritten vor sich :

 - Hangpartie

 - Wölbung

 - Neigung

 - Deckentiefe bzw. Tendenz relativ zur höher liegenden

   Form (Ableitung von oben nach unten)

 - Einbeziehen der Ausnahmen (z.B. + 1 m)

 - Vergleich der Deckentiefe mit Maximal- und Minimalwerten

 

 

Tabelle 9 : Bestimmungsschlüssel für die Mächtigkeiten von

            Verwitterungsdecken in der Söse-Mulde

 

Ein Beispiel soll die Bestimmung der Deckentiefen auf einem Hang verdeutlichen :

 - Hangpartie  :  Rücken, 500 m ü.N.N.

                  Gestein : Kieselschiefer

 - Wölbung     :  konvex

 - Neigung     :  2ø

 - Deckentiefe :  2,5 m

 - Ausnahmen   :  kleine Fläche : 2,5 m  - 1 m = 1,5 m

 - Richtwerte  :  /

 - Deckentiefe :  1,5 m

 - Hangpartie  :  Oberhang

 - Wölbung     :  konvex

 - Neigung     :  10ø

 - Deckentiefe :  Abnahme von 1,5 m

 - Ausnahmen   :  /

 - Richtwerte  :  minimal 1 m

 - Deckentiefe :  bis 1 m abnehmend

 - Hangpartie  :  Mittelhang

 - Wölbung     :  gestreckt

 - Neigung     :  20ø

 - Deckentiefe :  1,5 m - 1 m = 0,5 m, 0,5 m konstant

 - Ausnahmen   :  /

 - Richtwerte  :  minimal 1 m

 - Deckentiefe :  1 m

 

Die Ergebniskarten (Abbildungen 38a-c) enthalten die Deckenmächtigkeiten in der oberen Söse-Mulde, die mit Hilfe des Bestimmungsschlüssels ermittelt wurden. Grundlage der Karten sind ca. 250 digitalisierte Geländepunkte und Werte, wovon 25 Werte aus Geländemessungen stammen (BRACHMANN 1994, SÄNGER 1994). Durch Interpolation konnte eine drei-dimensionale Darstellung (Abbildung 38a), eine Isolinienkarte (Abbildung 38b) und eine generalisierte Flächenkarte (Abbildung 38c) hergestellt werden. Letztere gibt die Mächtigkeiten in Klassen wieder. Die Polygone gleicher Klasse wurden in Abbildung 38c zusammengefasst, so daß die Anzahl der dargestellten Flächen um ein vielfaches geringer als die Flächenanzahl der "Grundkarte" ist.

 

 

Abbildung 38a :Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken in der Söse-Mulde

 

Abbildung 38b :Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken in der Söse-Mulde           

Abbildung 38c :Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken in der Söse-Mulde

Aus den Karten (Abbildung 38a, 38b, 38c) wird ersichtlich, daß die Deckentiefen in der oberen Söse-Mulde maximal 7 m und minimal 1 m betragen. Es ergibt sich im Gesamtgebiet eine durchschnittliche Mächtigkeit der Verwitterungsdecken von ca. 2,5 m.

Sehr deutlich erstreckt sich in der Reliefkarte (Abbildung 38a : Mitte) der Talweg der Söse mit Mächtigkeiten von 3,5 bis 7 m, an den die Talschlüsse (3-4 m) grenzen. Der steile Abfall der Deckentiefe beidseits der Söse resultiert aus den angrenzenden, steilgeraden Hängen. Die hohen Mächtigkeiten im Südwesten des Untersuchungsgebietes geben die Hochfläche des Acker-Bruchberges wieder, wo Torf und tertiäre Regolithe die hohen Werte (bis 7 m) verursachen.

Die steilgeraden, südexponierten Hänge südlich der Söse werden durch die Flächen der geringsten Mächtigkeiten dargestellt (Abbildung 38b, 38c), wovon das südwestliche Drittel des steilen Acker-Bruchberges auszunehmen ist (nord-exponiert). Diese geringen Mächtigkeiten von <1,5 m sind in der nördlichen Hälfte des Untersuchungsgebietes kaum vertreten. Hier dominiert die Deckentiefenklasse 1,5-2,5 m. Zur nördlichen Wasserscheide des Gesamtgebietes erhöhen sich die Mächtigkeiten um 1-2 m. Innerhalb der weicheren Formen in der nördlichen Hälfte zeigt sich somit ein einheitliches Bild der Verteilung von Verwitterungsdeckenmächtigkeiten.

 

Insgesamt läßt sich feststellen, daß die Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken sehr stark an das Relief gebunden sind. Dies wird durch die Kombination der Abbildung 38b bzw. Abbildung 38c mit der Übersichtskarte (Abbildung 1a, Anhang) verdeutlicht.

 

7        Diskussion

 

Eine Bestimmung von Verwitterungsdeckentiefen erscheint nach den in der Einführung erwähnten Faktoren  "ohne einen Spatenstich getan zu haben" (FREZER 1953) sehr kompliziert, da das Zusammenspiel der Prozesse auf dem Hang zum einen sehr komplex ist und zum anderen sehr unterschiedliche Klimate die Bildung von Verwitterungsdecken bzw. deren Abfuhr diktierten.

 

Die grundsätzliche Hangforschung vermag ebenso wie die aktuellen computergestützten Hangmodelle die Formungsprozesse unter verschiedenen Bedingungen (Klima, Gestein, etc.) zu bestimmen, zu lokalisieren und teils sogar zu quantifizieren. Es gilt als gesichert, daß konvexe Böschungen Zeichen für Massenbewegungen sind und konkave Böschungen durch Massenbewegungen und/oder Abspülung entstehen. Demnach sind Konvexbereiche von erhöhten Angriffen von oben und unten und Konkavbereiche von Einlagerungen und/oder Angriffen durch Erosion und Denudation geprägt (ROHDENBURG et al. 1967, MORAWETZ 1971). Unter den Bedingungen verschiedener Klimate konnten Hangformen von Hangprozessen und umgekehrt abgeleitet werden. Weiter wurden die Stellung der Flüsse und die Stellung der Tektonik als Regulatoren der Denudation auf dem Hang als sehr hoch eingeschätzt (AHNERT 1954, ROHDENBURG 1987). Die Substratabhängigkeit der Formen wurde stets berücksichtigt.

Die darauf basierenden diversen Hangmodelle (GOSSMANN 1970,AHNERT 1971, ROHDENBURG 1976, GOSSMANN 1981, KIRBY 1982, AHNERT 1987), die aufgrund der relativ hohen Formungsintensität größtenteils die pleistozänen Formen betreffen, verdeutlichen den Einfluß der Frostverwitterung, Solifluktion, Abspülung und des Lösses und liefern die unter verschiedenen Bedingungen gebildeten möglichen Formen.

Zahlreiche Geländeuntersuchungen verifizieren diese Ergebnisse, so daß die klimaspezifische lokale Formung auf dem Hang abgeleitet werden kann (Solifluktion, Kriech- und Spülprozesse, etc.).

Ein Vergleich der Ergebnisse aus Hangmodellen mit den Formen im Untersuchungsgebiet zeigt diverse Parallelen. Eine Übertragbarkeit dieser Ergebnisse (Prozesse, Lokalität, Zeitdauer und Form) aus der Literatur auf das Untersuchungsgebiet erscheint daher möglich. Unsicherheiten in der Beschreibung der Hanggenese sind die Ausmaße tektonischer Verstellungen und der Einfluß quasinatürlicher Prozesse.

 

AHNERT (1970) zeigte mit einigen computergestützten Modellen zur Berechnung von Deckentiefen, daß eine Abschätzung der Mächtigkeiten nach wenigen morphodynamischen und morphographischen Parametern lediglich eine scheinbare Vergleichbarkeit mit den Verhältnissen in der Natur liefert.

Um Aussagen über die Verwitterungsdecken, insbesondere deren Mächtigkeiten zu treffen, bedarf es also einer Betrachtung weit größerer Zusammenhänge. SCHILLING & WIEFEL (1962), SCHREODER & FIEDLER (1977)  und ALTERMANN (1990) lieferten mit ihren umfassenden Untersuchungen eine für diese Arbeit sehr nützliche Grundlage, um Deckentypen und deren Mächtigkeiten zu bestimmen.

Dabei zeigt sich, daß neben der Lokalität (Formelement, Neigung, Basisdistanz, Exposition, etc.), der Art und der Intensität der Formung die geologischen Gegebenheiten die Verwitterung und die Art des bereitgestellten Materials bestimmen. Die Verwitterungsresistenz eines Gesteins spiegelt sich im Relief wieder, indem wie im Untersuchungsgebiet markante Höhenzüge oder flachwellige Formen auftreten. Auf die Formelemente sind je nach Lokalität die Formungsprozesse zurückzuführen, die die Deckentypen modifizieren.

Daraus geht hervor, daß die Deckentypen zwar grundlegend vom Gestein abzuleiten sind, die Deckentiefen jedoch von den Prozessen auf dem Hang abhängen. So verlangen z.B. bestimmte Prozesse eine bestimmte Hangneigungsspanne und transportieren je nach Intensität der Prozesse und Art und Menge des verwitterten Materials (Fein-, Grobmaterial) das Deckenmaterial, wodurch eine weitere Verwitterung des Gesteins forciert und der Deckentyp modifiziert wird. Hiernach läßt sich das von AHNERT (1987) entworfene Modell (vergl. Kap. 3.1.1) als durchaus realitätsnah beschreiben.

 

SCHROEDER & FIEDLER (1977) führten die ermittelten Deckentiefen ebenfalls auf das Grundgestein und die Lokalität (Hochebene, Unterhang) zurück, vernachlässigten aber die prozesspezifische Formung, so daß alle Werte zwischen 1,2 und 2,0 m liegen.

Eine detaillierte Gliederung der Deckentypen nach Gestein und "grober Lokalität" stellte im Bestimmungsschlüssel für Deckenmächtigkeiten ein weiteres Kriterium zur genaueren Abschätzung der Mächtigkeiten dar. Solch eine Erweiterung ist jedoch im zeitlichen Rahmen der Arbeit nicht durchzuführen. Der Einfluß der Geologie auf die Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken wird deshalb überwiegend in Kap. 3.4, Kap. 6.2 und Kap. 6.3 behandelt.

 

In Anwendung dieser Folgerungen werden die relativen Deckenmächtigkeiten durch folgende Parameter bestimmt :

 

 - Hangpartie, Lokalität und Ausdehnung des Reliefelements

 - Wölbung und Neigung (Exposition)

 - Basisdistanz

 - Geologie (Deckentyp)

 

Die Voraussetzung für die Übertragbarkeit von Erkenntnissen aus der Literatur ist eine morphologischen Analyse des Untersuchungsgebietes. Letztere zeigt im Ergebnisteil (Kap. 6), daß eine intensive morphologische und statistische Analyse des Untersuchungsgebietes nicht entscheidend für die Bestimmung der Deckentiefen ist. Es sollte genügen, Neigung, Wölbung, Asymmetrien, Basisdistanz und Geologie graphisch darzustellen. Das Programm ARC-INFO bietet dafür zahlreiche Möglichkeiten.

 

Eine große Hilfe für die absolute Bestimmung der Deckentiefen stellen die Untersuchungen von HÖVERMANN (1954), ACKERMANN (1994), SÄNGER (1994) und eine Geländebegehung durch den Autor dar, da einerseits einige Werte die Grundlage für die Deckentiefenbestimmung im Untersuchungsgebiet bilden und andererseits eventuelle reliktische Regolithe, Torfe und Deckenmächtigkeiten der Tiefenlinien nicht abgeschätzt werden können.

 

 

8        Zusammenfassung

 

In vorliegender Arbeit wurde versucht, die Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken im nördlichen Einzugsgebiet der Söse-Mulde (Harz, Teilgebiet der TK 4228) abzuschätzen. Grundlage der Arbeit sind Erkenntnisse der theoretischen und praktischen Hangforschung, die quantitativ und qualitativ die Hangformungsprozesse und die Hanggenese unter verschiedenen Bedingungen (Klima, Geologie, Exposition) beschreiben. Weiterhin wurden die Genese und die Stratifikationen von Verwitterungsdecken in den Europäischen Mittelgebirgen (Literatur) einbezogen.

Es zeigt sich, daß die Hangformen und die Verwitterungsdecken in den Europäischen Mittelgebirgen einer vergleichbaren polygenetischen Entwicklung unterlagen. Auf dieser Grundlage wurden Parameter festgelegt, die zur Ausbildung von Verwitterungsdecken und zum Transport dessen Materials führten, um letztendlich dessen Mächtigkeit mit Hilfe eines tabellenartigen Bestimmungsschlüssels abzuschätzen. Eine computergestützte (GIS : ARC INFO) morphologische Analyse des Untersuchungsgebietes und einige Geländeuntersuchungen bildeten die Voraussetzung der Abschätzung von Deckenmächtigkeiten in der oberen Söse-Mulde.

 

Die ermittelten Mächtigkeiten von Verwitterungsdecken betragen in der oberen Söse-Mulde 1 bis 7 m.

 

 

9        Literaturverzeichnis

 

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Ahnert, F. (1954): "Zur  Frage  der  rückschreitenden Denu-

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