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2  Kenntnisstand

2.1 Forschungen zur Entwicklung der glazifluvialen Abflussverhältnisse im Baruther und zwischen Baruther und Berliner Urstromtal

Bereits 1880, wenige Jahre nach der Anerkennung der Glazialtheorie für Norddeutschland, legte G. BERENDT in seiner Geognostischen Beschreibung der Umgegend von Berlin seine Gedanken zur Entstehung der drei mittelbrandenburgischen Urstromtäler nieder. Sie waren bereits von GIRARD (1855) in die geowissenschaftliche Literatur eingeführt worden. Außer dem Verlauf der drei großen Haupttäler erkannte BERENDT (1880) das Baruther Urstromtal als das älteste an. Das Berliner und das Eberswalder Urstromtal sind dementsprechend jünger und entstanden mit dem Zurückschmelzen des Inlandeises nach Norden. BERENDT (1880) beschrieb als erster die zwischen dem Baruther und Berliner Urstromtal gelegenen Abflussbahnen und Platten südlich von Berlin. Seine Erläuterung zur Inbetriebnahme des Berliner Urstromtales auf den Seiten 12 und 13 wirkt selbst nach 120 Jahren noch modern: „Es erklärt sich sodann leicht, wie bei der allmäligen Entstehung des zweiten, des Berliner Hauptthales, welches an sich ziemlich die Mitte ... zwischen den beiden norddeutschen Bodenerhebungen (der nördliche und der südliche Landrücken – der Verfasser) einnimmt, die Wasser des ersten oder Baruther Hauptthales unter Benutzung der vorhandenen südnördlichen Rinnen und Schluchten hierhin allmälig mehr und mehr ihren Abfluss suchten und fanden. Es geschah dies, wie eben die zahlreichen Auswaschungsthäler zwischen den beiden Hauptthälern in der ganzen Südhälfte der vorliegenden Karte zeigen, allmälig d. h. durch mehr und mehr stromaufwärts rückende Verbindungen.“

Die Betonung des Allmählichen in BERENDTs Arbeit wurde in den Folgejahren nicht oder kaum berücksichtigt. Besonders bei den Arbeiten zur Entwicklung des Baruther Urstromtales setzte sich eine relativ statische Auffassung durch, die wiederholt Anlass zur Kritik gab. Im Extremfall wurde von den Kritikern die Existenz eines durchgehenden Baruther Urstromes in Abrede gestellt (z.B. WUNDERLICH 1917). Ursache war die von KEILHACK (1899) begründete Verknüpfung der Eisrandlagen über vorgelagerte Sander mit den dazugehörigen Urstromtälern. Sie leistete einer Schematisierung Vorschub. Die Urstromtäler und Sander wurden fortan als gleichaltrig mit den Eisrandlagen aufgefasst. Ein mehrphasiger Abfluss, wie er im nördlichen Alpenvorland sehr früh erkannt wurde, blieb in Norddeutschland lange [Seite 15↓]Zeit unbeachtet. So wurde das an vielen Stellen vorhandene ungleichsinnige Gefälle der Urstromtäler verschieden interpretiert. Zu den Autoren, die einen durchgehenden Baruther Urstrom ablehnten, gehören außer WUNDERLICH (1917) noch SOLGER (1907) und TIETZE (1911). Auch WAHNSCHAFFE (1924) war ein Kritiker des durchgehenden Glogau-Baruther Urstromes. Eine Verlängerung des Baruther Tales östlich über die Neiße hinaus lehnte er ab. TIETZE rückte 1914 und 1916 von seinen älteren Vorstellungen ab und wurde zu einem Befürworter des durchgehenden Baruther Urstromes. Die Umgestaltung des Urstromtalbodens verlegte er in das Postglazial.

Ende der zwanziger Jahre begann die Abkehr vom rein statischen Modell der glazialen Serie. SCHUCHT (1923) bemerkte erstmals, dass der Boden des Baruther Urstromtales zu seinen Rändern hin ansteigt. Dass es sich dabei um Terrassen handelt, lehnte er aber ab. Er berief sich bei seiner Ablehnung vor allem auf die fehlenden scharfen Terrassenkanten. KORN und UDLUFT (1928) beschrieben in ihrer Erläuterung zur geologischen Karte des Blattes Werben die Unterschneidungskante am Übergang vom Baruther Urstromtal zu den Sandern nördlich des Oberspreewaldes und kamen zu einer anderen Schlussfolgerung: „Diese Stufe deutet an, daß das Urstromtal länger der Abführung großer Wassermengen gedient hat, als der Sander der Lieberoser Endmoräne aufgeschüttet wurde.“ (KORN und UDLUFT 1928, S. 9). Auch HELPAP (1935) erwähnte diese Kante.

Wegweisend für das Untersuchungsgebiet bleibt die 1936 erschienene Arbeit von LEMBKE „Von der Urspree zum heutigen Spreelauf“. Erstmals nach BERENDTs Ansätzen von 1880 wird die glazifluviale Entwicklung im engeren Arbeitsgebiet beschrieben. LEMBKE (1936) orientiert sich bei der Rekonstruktion der Abflussentwicklung konsequent an den vorhandenen Höhenverhältnissen. Das Baruther Urstromtal um den locus typicus Baruth sah er als weitgehend einphasig gebildet an. Trotzdem verzeichnete LEMBKE (1936) in der Karte zu seinem Aufsatz eine Unterschneidungskante am Sander nördlich von Baruth, erwähnte sie aber nicht im Text (siehe Abb. 4, S. 12).


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Abb. 4: Morphologische Karte des Flußgebietes der Oberspree (aus LEMBKE 1936, S. 144)

Er sah die tiefe Lage des Rücklandes der Brandenburger Eisrandlage als Ursache für die schnelle Ablenkung der Schmelzwässer aus dem Baruther Urstromtal über das Gebiet des Unterspreewaldes nach Norden an. In den nordwestlich sich anschließenden Talsandgebieten unterteilte LEMBKE (1936) das Abflussgeschehen in drei Phasen. Zuerst flossen die Schmelzwässer über Groß Köris, Töpchin, Klausdorf, Lüdersdorf und Zauchwitz in Richtung auf Beelitz. Dort erreichten sie wieder das Baruther Urstromtal. Der Brücker Abschnitt des Urstromtales war damit länger durchflossen als der Baruther. In einer zweiten Phase fiel mit der Inbetriebnahme des Abflussweges in Richtung Potsdam der Brücker Abschnitt ebenfalls trocken. Der Abfluss kann dabei nach LEMBKE (1936) sowohl über Töpchin als auch über die Prieroser Pforte und Schöneiche, Zossen in Richtung Saalow erfolgt sein. Von dort aus nahmen die Schmelzwässer ihren Weg an [Seite 17↓]Christinendorf vorbei über das untere Nuthetal nach Potsdam. Er weicht damit deutlich von BERENDT (1880) ab, der zunächst einen Abfluss von Christinendorf nach Beelitz sah, der dann erst in Richtung auf Potsdam umschwenkte. Einig sind sich beide Autoren in der Frage der jüngsten, dritten Abflussphase, die in Richtung Berlin erfolgte. Anders als BERENDT (1880) verknüpfte LEMBKE (1936) diesen jüngsten Abfluss lückenlos vom Unterspreewald über die Prieroser Pforte bis in das Berliner Urstromtal. Er folgerte daraus, dass das Baruther Urstromtal bis zum Spreewald und das Berliner Urstromtal westlich von Berlin in dieser Phase zeitgleich in Betrieb waren.

In den fünfziger Jahren kehrten BEHRMANN (1949/50) und SCHOLZ (1958) wieder zu den älteren statischen Auffassungen zurück. Die vorherigen Ansätze einer mehrphasigen Urstromtalentwicklung werden in diesen Arbeiten nicht berücksichtigt. Der Boden des Baruther Urstromtales wird von beiden Autoren als weitgehend gleichaltrig mit der Brandenburger Eisrandlage aufgefasst.

Endgültig aufgesprengt wurde die statische Betrachtungsweise der Urstromtäler durch die Arbeiten von LIEDTKE (1957) und MARCINEK (1961a) zum Eberswalder beziehungsweise Baruther Urstromtal. Die Urstromtäler führten auch noch nach Aufgabe der zugehörigen Eisrandlage die Schmelzwässer einer oder mehrerer jüngerer Rückzugsstaffeln ab. LIEDTKE (1957) prägte dafür den Begriff des mehrmaligen Durchflusses. Durch die Erosion der jüngeren Schmelzwässer wurde der Boden der Urstromtäler tiefergelegt. Aus diesem Grunde grenzen die älteren Sander mit einer deutlichen Stufe an den jüngeren Urstromtalboden. Das ältere, obere Urstromtalniveau ist als Terrasse nur noch in Resten erhalten.

Im nordwestlich des Untersuchungsgebietes gelegenen Havelland kam es in den Urstromtalungen nicht zur Ausbildung ausgeprägter Terrassen, da in dem tiefliegenden Gebiet die Schmelzwässer in erster Linie akkumulierten und nur gering erodierten (WEISSE 1966, WEISSE in SCHROEDER [Hrsg.] 1997). Die Niederungsbereiche Westbrandenburgs werden vom selben Autor als „nachträglich glazifluvial verschüttete Landschaften“ bezeichnet (WEISSE in SCHROEDER [Hrsg.] 1997, S. 58).

Für den Abschnitt des Baruther Urstromtales innerhalb des Arbeitsgebietes belegte MARCINEK (1961a) einen zweimaligen Abfluss über Baruth. Das obere, ältere [Seite 18↓]Niveau in etwa 60 m ü. NN ordnete er der Brandenburger Eisrandlage zu. Diese Phase bezeichnete er als Älteren Baruther Urstrom. Das tiefere, jüngere Niveau verknüpfte er mit der Saarmund-Reicherskreuzer-Staffel, einer Rückzugstaffel der Brandenburger Eisrandlage. Das tiefere Niveau des Jüngeren Baruther Urstromes liegt östlich von Baruth in etwa 54 m ü. NN. Von Baruth bis Luckenwalde dacht es sich bis auf 52 m ü. NN ab. Die Terrassen des oberen Niveaus finden sich nur noch am Südrand des Urstromtales, besonders zwischen Baruth und Luckenwalde. Das bereits von SCHUCHT (1923) beschriebene Fehlen scharfer Terrassenkanten im Urstromtal erklärte MARCINEK (1961a) durch periglaziale Prozesse, verbunden mit dem Abgleiten des Urstromes vom Nordrand des Flämings nach Norden. Das Problem des gegenläufigen Talgefälles im Bereich der Kolzenburger Enge löst er mit der Annahme eines periglazialen Nutheschwemmkegels (siehe Kapitel 2.4.).

Das von MARCINEK (1961a und 1968) dargelegte Abflussgeschehen nördlich des Baruther Tales deckt sich weitgehend mit den von LEMBKE (1936) beschriebenen Wegen.

Neue Aspekte zur Entwicklung der glazifluvialen Abflusswege im Arbeitsgebiet werden mit den zeitgleich zu den eigenen Geländearbeiten durchgeführten Untersuchungen von BÖTTNER (1999) hinzugefügt. Durch die Betrachtung der Höhenverhältnisse innerhalb der Talsandfläche von Märkisch Buchholz kommt er zu dem Schluss, dass der von LEMBKE (1936) postulierte Schmelzwasserabfluss durch die Prieroser Pforte nicht den Abschluss der glazifluvialen Entwicklung bildete. Nach BÖTTNER (1999) flossen die Schmelzwässer zunächst durch die Prieroser Pforte in Richtung Potsdam, um sich danach ihren Weg in das Berliner Tal zu bahnen.

Die Prieroser Pforte fiel später mit der Verlagerung des Abflusses in zwei westlich gelegene Durchlässe trocken. Der jüngste Schmelzwasserabfluss innerhalb der Talsandfläche wird von BÖTTNER (1999) als Klein Köriser Abflussbahn bezeichnet (siehe Abb. 5).


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Abb. 5: Das weichselzeitliche glazifluviale Geschehen im Bereich der Talsandfläche von Märkisch-Buchholz (Autor: L. BÖTTNER)


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2.2  Kenntnisstand zum südlichsten Vordringen des weichselzeitlichen Inlandeises und zum Verlauf der Brandenburger Eisrandlage

Die Bezeichnung Brandenburgische Phase der Weichselvereisung oder Brandenburger Endmoräne geht auf eine Arbeit von WOLDTSTEDT (1925) zurück. Dieser Begriff setzte sich in der deutschsprachigen Literatur gegenüber der von TIETZE (1911) geschaffenen Bezeichnung Lissaer (pol. Leszno) Endmoränen durch. In der polnischsprachigen Literatur hat sich für die Fortsetzung der Brandenburger Phase jenseits der Neiße der Name Leszno-Phase etabliert. Dabei war es zunächst umstritten, ob diese Endmoränen überhaupt der Maximalausdehnung des weichselzeitlichen Inlandeises entsprachen. Besonders KEILHACK (zuerst 1898) ging von einem weichselzeitlichen Eisvorstoß bis auf den südlichen Landrücken aus. WUNDERLICH schloss sich ihm 1917 an. Demgegenüber vertrat TIETZE (1916) die Meinung, dass der maximale Eisrand während der letzten Eiszeit das Baruther Urstromtal nicht überschritt. Andererseits brachte er aber erste Hinweise für einen Vorstoß des Weichselgletschers über die Brandenburger Endmoräne hinaus, der von ihm als Bartsch- (pol. Barycz-) Vorstoß bezeichnet wurde. Die morphologische Wirkung dieses Vorstoßes beschrieb er als gering. HELPAP (1935) ging in seiner Arbeit mit diesen Anschauungen weitgehend konform. Vorher hatte allerdings GRIPP (1924) klare Kriterien zur Unterscheidung von Jung- und Altmoränenland aufgestellt. Den südlichen Landrücken stufte er als Altmoränenlandschaft ein, während das nördlich sich anschließende Gebiet dem Jungmoränenland zugerechnet wurde. Diese deutliche Trennung bewirkte, dass der mögliche Vorstoß des weichselzeitlichen Inlandeises über die Brandenburger Endmoräne hinaus von vielen Autoren angezweifelt wurde. Erst MARCINEK (1961a) griff den Gedanken wieder auf. Er kartierte auf dem Baruther und auf dem Brandsander Hohlformen, deren Genese er sich nicht ohne Toteis vorstellen konnte. Auch im östlich sich anschließenden Gebiet der Lieberoser Platte belegte LIEBETRAU (1971) einen Vorstoß des Eises über die Brandenburger Eisrandlage hinaus.

KOZARSKI (1975) deutete auf den Außensandern in Polen zu findende Hohlformen als Aufeisbildungen gefrierenden Wassers. Einen Vorstoß über die Lezno Endmoränen hinweg lehnte er ebenso wie LIEDTKE (1975) ab.

Fortgesetzt wurde die Diskussion um den Maximalvorstoß des weichselzeitlichen Gletschers ab Ende der 80-er Jahre. WALTHER (1990) und BROSE (in [Seite 21↓]SCHROEDER [Hrsg.] 1995) beschrieben Hohlformen südlich bzw. in Schleswig-Holstein westlich der Brandenburger Eisrandlage, die auf ausschmelzendes Toteis zurückgeführt wurden. Andererseits deutet NOWACZYK (2000) Hohlformen im Glogau-Baruther Urstromtal knapp östlich der Neiße als Pingorelikte. Den fehlenden Wall um die Hohlformen erklärt er mit dessen Beseitigung durch äolische Prozesse.

Ebenso konträr standen sich die verschiedenen Auffassungen über den genauen Verlauf der Brandenburger Eisrandlage gegenüber. Ihre lückenhafte, zum Teil undeutliche Ausbildung stellte eine sinnvolle Verknüpfung der eindeutig ausgebildeten Bereiche vor große Probleme. Innerhalb des Arbeitsgebietes betraf das vor allem den Abschnitt zwischen Baruth und Luckenwalde. Die Karte in Abb. 6 mit den jüngeren Arbeiten zum Verlauf der Eisrandlage verdeutlicht diese Schwierigkeiten. Während über den Verlauf der Eisrandlage bei Luckenwalde und nördlich von Baruth relative Einigkeit besteht, liegen die postulierten Eisrandlagen zwischen den beiden Städten bis zu 15 km auseinander. Zum Teil kreuzen sie sich in einem Winkel von 90°.

Abb. 6: Die Brandenburger Eisrandlage zwischen Baruth und Luckenwalde nach verschiedenen Autoren

Der Großteil der Autoren vertritt die Auffassung, dass knapp östlich von Luckenwalde die Eisrandlage unterschiedlich stark nach Norden zurückspringt. Das gering reliefierte Areal südlich davon wurde von ihnen als nicht eisüberfahren eingeschätzt. Nach BEHRMANN (1949/50) springt die Eisrandlage östlich von Luckenwalde sehr kräftig zurück. SCHOLZ (1958) legte ihren Verlauf südlich der Kummersdorfer Platte fest. Im Unterschied dazu postulierte LEMBKE (1940) keine Eisrandlage zwischen [Seite 22↓]Luckenwalde und Baruth und ließ ihren Verlauf in diesem Gebiet offen. Erst bei Sperenberg nähern sich die verschiedenen Versionen der Brandenburger Eisrandlage wieder an, ohne jedoch konform zu verlaufen. LEMBKE (1940) verzeichnete südöstlich von Sperenberg bei Fernneuendorf einen Sander und zog die Eisrandlage nördlich des Sanderabfalles. In Richtung Osten vertritt nach Meinung der meisten Autoren ein kleiner Hochflächenrest – die Müllerberge 4 km westlich von Zesch – die Brandenburger Eisrandlage. Südlich des Dorfes Zesch tritt die Randlage wieder modellhaft hervor und wird eindeutig.

Einen anderen Weg gingen MARCINEK (1961a) und LIPPSTREU et al. (Geologische Übersichtskarte von Brandenburg – 1997). Der fehlende Nordrand des Urstromtales veranlasste die Autoren, den Brandenburger Eisrand bis weit in das Baruther Urstromtal vorzuziehen. MARCINEK (1961a) hielt sich an den Verlauf der 52,5 m Höhenlinie, schloss aber ein weiteres Vordringen des Eises nach Süden nicht aus. Der Sander südöstlich von Sperenberg wurde von ihm als ein jüngerer Sander angesprochen, auch wenn er mit einem Fragezeichen Unklarheiten andeutete. LIPPSTREU et al. (1997) zogen den Eisrand bis fast an den Golmberg heran, ließen ihn dann aber bis zum bereits erwähnten Sander zurückspringen. Abweichend von allen anderen Autoren verläuft für MARCINEK (1961a) die Eisrandlage in Richtung Zesch nicht über die Müllerberge, sondern knapp nördlich von Mückendorf.

Im Bereich südlich von Teupitz weichen die verschiedenen Versionen der Randlage nur unwesentlich voneinander ab. Die Eisrandlage wurde an den Nordrand des Baruther Sanders gelegt. MARCINEK (1961a) beschrieb auf dem Baruther Sander unterschiedlich hohe Niveaus, billigte ihnen aber keine Eigenständigkeit zu. Probleme bereitet erst wieder das Aussetzen einer eindeutig ausgebildeten Randlage im Gebiet des Oderiner Beckens. Während die meisten Autoren den Eisrand quer durch das Becken legten, suchte ihn MARCINEK (1961a) bei Staakow, etwa 3–4 km südlich dieser Linie. Er konnte sich die Landschaftsgenese nördlich des Dorfes nicht ohne die Mitwirkung von Toteis vorstellen. Erst der Abfall des Brandsanders am Westrand der Krausnicker Platte führt die unterschiedlichen Ansichten zur Eisrandlage wieder zusammen, da sie im Bereich der Krausnicker Berge sehr kräftig ausgebildet ist.

Südöstlich der Krausnicker Berge verlieren die Brandenburger Endmoränen wieder [Seite 23↓]zunehmend an Höhe. Die große Niederung der Spree unterbricht hier die Randlage, die sich erst 20 km ostsüdöstlich wieder eindeutig nachweisen lässt. Auch hier bestehen zum Teil deutliche Meinungsverschiedenheiten. Für fast alle Autoren biegt der Eisrand von den Krausnicker Bergen mehr oder weniger stark nach Norden zurück. Lediglich MARCINEK (1961a) wich einmal mehr von den vorgegebenen Pfaden ab. Aufgrund der Höhenverhältnisse im Bereich der Lübbener Pforte muss nach seiner Meinung das Inlandeis an der Treppendorfer Höhe gelegen haben, so dass er den Eisrand auch hier sehr weit nach Süden vorschob.

Abschließend bleibt festzustellen, dass trotz der vorliegenden Arbeiten der Verlauf der Brandenburger Eisrandlage über weite Strecken unbefriedigend geklärt ist.

2.3 Forschungen zur Genese und zum geologischen Aufbau der Platten im Arbeitsgebiet

Die ersten Arbeiten zur Genese der Platten im Jungmoränenland südlich Berlins gehen ebenfalls auf BERENDT (1880, 1882a, 1882b) zurück. Bereits in der Arbeit von 1880 beschieb er die Farbe des oberen Diluvialmergels als ausnahmslos gelb, die des unteren Mergels als grau oder braun, wobei ausnahmsweise auch gelbliche Farbtöne auftreten können. In den Erläuterungen zu den geologischen Messtischblättern (1882) finden sich Profile, die die Mächtigkeit des oberen Mergels mit maximal 2 Metern angeben. Der untere Geschiebemergel war zu dieser Zeit in zahlreichen Tongruben in deutlich größerer Mächtigkeit aufgeschlossen.

Die Untergliederung in oberen und unteren Geschiebemergel war bei BERENDT noch rein stratigraphisch. Die nachfolgende Generation verwendete bereits die Gliederung in Elster-, Saale-, und Weichselvereisung. Sie begann vor dem Ersten Weltkrieg mit der Kartierung weiterer Blätter. Diese konnten aber erst zu Beginn der zwanziger Jahre herausgegeben und erläutert werden. FLIEGEL (1923) ging über die Beobachtungen von BERENDT (1882a und 1882b) noch hinaus, indem er dem oberen, weichselzeitlichen Geschiebemergel auch ein ausgeprägt lückenhaftes Vorkommen zuschrieb. Er erwähnte die aufgeschlossenen saalezeitlichen Staubeckensedimente und beschrieb anschaulich deren Stauchung. Das Alter dieser Störungen bestimmte er nicht.

Da jüngere Spezialarbeiten zu diesem Gebiet kaum zu finden sind, wird an dieser Stelle auf relevante Arbeiten zu benachbarten Räumen hingewiesen:


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HANNEMANN (1965) betonte aufgrund seiner Untersuchungen in Ostbrandenburg erstmals die geringe morphologische Wirksamkeit des letzten Inlandeises. Die mächtigen Stauchungen im Untergrund sind älterer, meist saalezeitlicher Anlage. HANNEMANN (1965) gliederte im Jungmoränenland südöstlich Berlins verschiedene saalezeitliche Stauchungskomplexe aus, deren östlichster Zweig die Krausnicker Berge sind. Für Tieflandsverhältnisse überragen sie zum Teil sehr deutlich ihre Umgebung (100 m und mehr). Das weichselzeitliche Eis hat diese Strukturen zwar überfahren und nachmodelliert, die Anlage der Großreliefformen ist aber älter. Außerdem passte sich das jüngste Inlandeis in seiner Bewegung an das vorgegebene Relief an. LIEBETRAU (1971) unterstützte durch seine Arbeiten auf der Lieberoser Hochfläche diese Thesen. Er beschrieb dort im Jungmoränenland nördlich der Brandenburger Randlage jüngere, zum Teil toteisgestörte Sander. Deren Niveaus bestimmte er über nicht oder kaum nachgesackte Bereiche.

Die quartäre Schichtenfolge des unmittelbar nördlich gelegenen Teltowplateaus beschrieb HERMSDORF (1995). Ausgehend vom dichten Bohrpunkt- und Aufschlussnetz im südlichen Berliner Umland erwiesen sich die weichselzeitlichen Sedimente auch hier als relativ geringmächtig. Jedoch kann die Mächtigkeit der Vorschüttsande unterhalb des oberen Geschiebemergels durchaus 20 m erreichen. Im Unterschied zu HANNEMANN (1965) in Ostbrandenburg schätzte er die Wirkung des jüngsten Inlandeises als moderat ein. HERMSDORF (1995) beschrieb das fast völlige Fehlen von Nachschüttbildungen auf dem Teltow und führte dieses auf eine Plombierung des Plateaus mit Toteis zurück.

In der Potsdamer Glaziallandschaft untergliederte WEISSE (zuletzt in SCHROEDER [Hrsg.] 1997) zahlreiche Typen der weichselzeitlichen Grundmoräne und der dazugehörigen Sedimente. Trotz aller Unterschiede im Feinbau der verschiedenen Typen wird von ihm die Mächtigkeit des jüngsten Tills als gering eingestuft (2–4 m).

Keine Einigkeit herrscht im Arbeitsgebiet über das Rückschmelzgeschehen von der Brandenburger Eisrandlage. BEHRMANN (1949/50) und SCHOLZ (1958) beschrieben nördlich davon mehrere Rückzugsstaffeln. Ihre Herangehensweise, einzelne isolierte Höhen oder Verzweigungen von Glazialen Rinnen miteinander zu einer Eisrandlage zu verknüpfen, wird aber von anderen Wissenschaftlern (z.B. LIEDTKE 1975, S. 63) abgelehnt.


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Die Autoren der Geologischen Übersichtskarte des Landes Brandenburg (LIPPSTREU et al. 1997) gliedern ebenfalls Rückschmelzhalte aus, betonen aber die Probleme bei deren Festlegung, da sie auch räumlich eng begrenzte Eisvorstöße für möglich halten.

2.4  Kenntnisstand zur spätglazialen und holozänen Gewässernetz- und Landschaftsentwicklung im Jungmoränenland südlich Berlins

Die älteren Arbeiten beschäftigten sich in erster Linie mit der Klärung des glazialen und glazifluvialen Geschehens. Erst LEMBKE (1936) widmete sich in seinem bereits erwähnten Aufsatz den Fragen der jüngeren Flussentwicklung. Er erkannte erstmals, dass sich das Gefälle der Urstromtalung nördlich des Unterspreewaldes nach Nordwesten in Richtung Märkisch-Buchholz hin fortsetzt. Die Spree benutzt diesen glazifluvial vorgezeichneten Weg aber nicht, sondern fließt statt dessen in östlicher Richtung über die Schwielochseerinne in das Berliner Urstromtal, obwohl der Weg über Märkisch-Buchholz viel kürzer ist. Nach LEMBKE (1936) floss die Urspree, vermischt mit geringen Resten von Schmelzwasser, zunächst über den kürzeren Weg nach Norden ab. Aber bereits 1940 sprach LEMBKE nur noch von der Spree und ließ, wohl bedingt durch die vorgegebene Knappheit der Veröffentlichung, die Schmelzwässer außer Acht. Der Fluss nahm dabei bei Märkisch-Buchholz die Dahme als Nebenfluss auf. Erst im Spätglazial ist es den zwischen Märkisch-Buchholz und dem Neuendorfer See in großer Mächtigkeit aufgewehten Dünen gelungen, die Spree nach Osten abzudrängen. Ausschmelzendem Toteis wurde von ihm lediglich eine unterstützende Wirkung zugebilligt. Dieser Gedanke wurde auch in jüngeren Arbeiten wiederholt erwähnt, wobei vor allem MARCINEK (zuletzt MARCINEK in LIEDTKE und MARCINEK [Hrsg.] 1994; BROSE und MARCINEK in SCHROEDER und NOWEL [Hrsg.] 1995; LIPPSTREU mit Beiträgen von BROSE und MARCINEK in BENDA [Hrsg.] 1995) im Ausschmelzen des Toteises die Hauptursache der Spreeablenkung sah. Für LEMBKE (1936) liegt in der Flussablenkung auch der Hauptgrund für den heute unterschiedlichen Landschaftscharakter des Spreewaldes im Vergleich zur Dahme bei Märkisch-Buchholz. An der Spree existiert ein ausgedehntes Feuchtgebiet, weil sich der Fluss wegen des geringen Gefälles nicht einschneiden konnte. Anders an der Dahme, wo sich nach LEMBKE (1936) der Fluss bis zu 7 m in die Talsandfläche eingetieft hat. Dort stocken heute weite Kiefernforsten auf den trockenen Talsanden.


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Eine weitere wesentliche Laufveränderung der Spree wurde von CEPEK (1965) festgestellt. Er datierte mit seinen Untersuchungen zur Genese der „Oberen Talsandfolge“ im Lausitzer Urstromtal den Durchbruch der Spree durch den Lausitzer Grenzwall auf etwas mehr als 20 000 Jahre vor heute. Bei einem älteren Durchbruch ist die Genese der „Oberen Talsande“ nicht erklärbar. Gleichzeitig verknüpfte er die älteste Spreeterrasse nach dem Durchbruch mit dem oberen Baruther Urstromtalniveau und damit mit der Brandenburger Eisrandlage.

Ab Ende der sechziger Jahre entwickelte MARCINEK (1968 und 1969), basierend auf den Ergebnissen zahlreicher Autoren, ein allgemeines Modell der Gewässernetzentwicklung im nordostdeutschen Jungmoränenland. Er unterschied dabei 5 verschiedene Phasen der (Fließ-)Gewässernetzentwicklung. In der ersten, glazifluvialen Phase waren die großen weichselzeitlichen Urstromtäler in Funktion. Die aus dem Süden kommenden Flüsse mündeten als Nebenflüsse ein. Mit dem Zurückschmelzen des Eises und der sukzessiven Verlagerung des Schmelzwasserabflusses nach Norden begann die periglazial-fluviale Phase. Die großen trockengefallenen Urstromtalungen „gehörten“ jetzt den kleinen, aus dem Süden zufließenden Flüssen. Auf dem Dauerfrostboden konnten sich bei fehlender Versickerung Täler neu bilden, z.T. über verschüttetem Toteis.

Eine wichtige Zäsur ist mit der spätglazial-altholozänen Übergangsphase verbunden, in der es aufgrund des Toteistieftauens und der Auflösung des Dauerfrostbodens zu teilweise bedeutenden Veränderungen im Gewässernetz kam. Durch den Toteisaustau entstanden die meisten Seen im Jungmoränenland. Bei den Fließgewässern schalteten sich einerseits die neu entstandenen Seen in die Flussläufe ein. Auf der anderen Seite erfolgten bedeutende Laufverlegungen, wie die der Spree, aber auch die der Havel nördlich und westlich von Berlin. Als Ergebnis entstand das unübersichtliche, seenreiche Gewässernetz des Jungmoränenlandes.

Gleichzeitig änderte sich in dieser Phase die Gerinnebettentwicklung der Flüsse. Während man für das Hoch- und frühe Spätglazial einen braided-river Abfluss annimmt, bildete nun die Spree im Berliner Urstromtal Großmäander aus. Sie sind bis in die Gegenwart Gegenstand intensiver Forschungen (zuletzt SCHULZ und STRAHL 1997 und CARLS in NITZ und NASS [Hrsg.] 1997). Ihre Bildungszeit konnte sicher in das Spätglazial gestellt werden, wahrscheinlich in das Bölling. [Seite 27↓]Südlich des Berliner Urstromtales wurden ähnliche Formen bisher nicht beschrieben. Verwiesen sei an dieser Stelle auf die Arbeiten polnischer Wissenschaftler an Oder, Warthe und Weichsel. An der Warthe belegte KOZARSKI (1977) einen Wechsel der Gerinnebettmuster von Verwilderungsstrukturen über Groß- bis hin zu Kleinmäandern. Das Mäandrieren setzte am Beginn des Spätglazials ein (KOZARSKI 1983). Spätglaziale braided river-Strukturen wurden im norddeutschen Jungmoränenland bisher nicht eindeutig belegt.

In der Nacheiszeit werden von MARCINEK (1968) noch eine natürlich-holozäne Phase – mit geringen Veränderungen bei den Fließgewässern aber fortschreitender Verlandung der Seen – und eine anthropogen beeinflusste holozäne Phase – mit zunehmendem menschlichen Einfluss auf alle Gewässertypen – unterschieden.

Außer für Spree und Dahme legte er auch für die Nuthe ein Modell der spätglazialen Entwicklung dar. Ausgehend von der Tatsache, dass das Baruther Urstromtal südlich von Luckenwalde kein gleichsinniges Gefälle hat, wird von ihm ein großer (35 km2) periglazialer Nutheschwemmkegel postuliert. Dieser höhte den Urstromtalboden bis zu 5 m über das vorhandene Niveau auf. Wörtlich schreibt er dazu (MARCINEK 1961a, S. 37): „Entscheidend für den verlorengegangenen Urstromtalcharakter südlich und südwestlich Luckenwalde ist jedoch die Nuthe, die vom Fläming zufließt. Nach Versiegen des jüngeren Baruther Urstromes konnte sie unter periglazialen Bedingungen einen Schwemmkegel auf dem verlassenen Urstromtalboden ausbreiten, wobei ihr Wasser zunächst in Gefällerichtung nach Westen abfloss und noch den Nettgendorfer Schmelzwasserzufluss (ein jüngerer Sander 4 km nordwestlich von Luckenwalde – Anm. d. Verf.) mit einer kleinen Stufe versah. Neben dem Material der periglazialen Nuthe wird die Anwehung von Flugsand ... für die Aufhöhung des periglazialen Schwemmkegels eine nicht zu unterschätzende Rolle gespielt haben, wie es die später auf den Schwemmkegel aufgesetzten Dünen beweisen... Später wurde für die Nuthe ein günstigerer Abflussweg frei, der das Wasser in die heutige Laufstrecke zog. Ihr Bett senkte sich infolge der neuen Erosionsbasis in ihren Schwemmkegel ein.“ Auch 10–15 km östlich von Luckenwalde, südlich der Dörfer Paplitz, Lynow und Stülpe, wurde nach MARCINEK (1961a) der Boden des Urstromtales durch Schwemmkegelbildung bis zu 25 m aufgehöht, wobei die Schwemmkegel vor heute nicht mehr aktiven Trockentälern liegen. Auch die Autoren der Geologischen Übersichtskarte von Brandenburg [Seite 28↓](LIPPSTREU et al. 1997) deuten den Südrand des Baruther Urstromtales in diesem Abschnitt weitflächig als periglaziär aufgehöht.

Nur unbefriedigend geklärt ist die Datierung des Durchbruches der Dahme durch die Brandenburger Eisrandlage im Bereich des Oderiner Beckens. Während nach MÖHRICKE (1989) die Dahme spätestens seit dem ältesten Holozän nördlich der Eisrandlage vorhanden ist, stellte JUSCHUS (in NITZ und NASS [Hrsg.] 1997) den Dahmedurchbruch mindestens in das Spätglazial. Für das Holozän beschrieb der Autor die Entwicklung des Flusses im südlichen Oderiner Becken. Eine genaue Datierung des Durchbruches der Dahme durch die Brandenburger Eisrandlage steht allerdings aus. Weiter nördlich untersuchte BÖTTNER (1999) in seiner bereits erwähnten Arbeit eine bedeutende Laufänderung der Dahme innerhalb der Talsandfläche von Märkisch-Buchholz. Aufgrund einer über verschüttetes Toteis gewehten Dünenbarriere wich der spätglaziale Fluss über die Klein Köriser Abflussbahn nach Nordwesten aus und bildete so die heutige Stintgrabenniederung. Erst das weitere Tieftauen des Eises gab den heutigen, nordwärts gerichteten Lauf frei. Die Dahme hat sich nicht aktiv in die Talsandfläche eingeschnitten, sondern folgt in ihrem heutigen Lauf von Teurow bis Prieros einer Glazialen Rinne. Dass die von LEMBKE (1936) postulierte Urspree dort entlangfloss, wird von ihm ausgeschlossen.

Große Teile des Arbeitsgebietes, besonders der Talsandbereiche, werden von Dünen geprägt. Zu diesem Thema liegt die Bearbeitung von DE BOER (1995) über äolische Prozesse im Baruther Urstromtal vor. Seinen Untersuchungen zufolge setzte die Akkumulation der Dünen in ausgewählten Bereichen des Urstromtales bereits unmittelbar nach deren Trockenfallen ein. Diese Dünen liegen den Urstromtalsanden direkt, ohne dazwischengeschaltete Bodenbildung auf. Im Spätglazial kam es im Präbölling und in der Jüngeren Dryas zu zwei weiteren Hauptphasen der Dünenbildung. An der Basis der präböllingzeitlichen äolischen Bildungen sind nach DE BOER (1995) sandlössähnliche Sedimente zu finden. Außerdem bildeten sich im Urstromtal großflächige Flugsanddecken aus, die morphologisch kaum hervortreten. In der Jüngeren Dryas wurden die im Bölling und Alleröd festgelegten Dünen weitergebildet. Holozäne äolische Sande lassen sich meist durch Bodenbildungen sicher vom liegenden Substrat trennen, wobei die Hauptphasen der äolischen Aktivitäten im Holozän durch anthropogene Eingriffe initiiert wurden.


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23.09.2004