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4  Forschungsergebnisse

4.1 Untersuchungen zur maximalen Ausdehnung des weichselzeitlichen Inlandeises

4.1.1 Hohlformen im Baruther Urstromtal zwischen Baruth und Luckenwalde

Im Urstromtalabschnitt zwischen Baruth und Luckenwalde, besonders zwischen den Dörfern Lynow und Holbeck befinden sich mehrere geschlossene Hohlformen, die in der Literatur bisher nicht beschrieben wurden. Mit Ausnahme des Holbecker Sees treten sie kaum noch morphologisch in Erscheinung. Sie sind fast vollständig mit limnischen und telmatischen Sedimenten verfüllt. Eingesenkt sind sie teilweise in die höheren Urstromtalterrassen der Brandenburger Eisrandlage (MARCINEK 1961a).

Abb. 7: Hohlformen im Baruther Urstromtal zwischen Baruth und Luckenwalde

Beschrieben werden nachfolgend die Verlandungsmoore in Holbeck, bei Lynow, zwischen Schöbendorf und Horstwalde sowie der verlandete Stülper See.

Die rundlingsartige Anordnung der Höfe im alten Holbecker Dorfkern um das heutige Moor spricht für ein offenes Gewässer zur Zeit der Dorfgründung. Im Deckerschen Kartenwerk von 1820 ist aber bereits ein Moor eingetragen. Es fehlt auch ein Hinweis auf ein ehemals existierendes Gewässer. Bei der erbohrten Torfmächtigkeit von 1,8 bzw. 2,2 m über den Mudden wird die Verlandung des Teiches weit vor der Neuzeit eingesetzt haben. Die Hohlform ist mit einem Durchmesser von nur etwa 50 m die kleinste nachgewiesene. Dennoch ist die erbohrte Tiefe von 7,45 m Torf und Mudde beachtlich. Der östlich des Ortes liegende Holbecker See besitzt als einzige [Seite 36↓]Hohlform bis in die Gegenwart eine offene Wasserfläche und ist eindeutig ein natürlicher See. Nach freundlicher Mitteilung von G. Maetz (1997) vom Kreisumweltamt Teltow-Fläming stehen am Seegrund Mudden an.

Unmittelbar nordwestlich des Dorfes Lynow befindet sich eine weitere Hohlform, die fast völlig mit limnischen und telmatischen Sedimenten verfüllt ist und im Gelände kaum noch in Erscheinung tritt. Lediglich der Torfzersatz infolge der Melioration hat kleine Geländestufen wieder zum Vorschein gebracht. Hinter diesen unscheinbaren Stufen verbirgt sich jedoch ein relativ mächtiges und ausgedehntes Verlandungsmoor. Dabei fällt im Norden die Basis des Moores zunächst recht kräftig auf 3 m ab, bleibt dann aber auf eine Entfernung von etwa 200 m relativ eben in einer Tiefe von 3 bis 5 m. Nur im südlichen Teil des ehemaligen Lynower Sees konnten Mächtigkeiten der Füllung von 11 m erbohrt werden. Weitere Bohrungen etwa 50 m östlich des Bohrpunktes L1, die im Profil nicht eingetragen worden sind, erreichten nach 8,3 m bzw. 7,9 m die sandige Basis.

Abb. 8: Profil durch den verlandeten Lynower See

Sehr ausgedehnte und relativ mächtige Vermoorungen finden sich im Horstwalder und Schöbendorfer Busch, zwischen den Dörfern Schöbendorf und Horstwalde gelegen. Mit maximal 4,8 m bleiben die Mächtigkeiten aber hinter denen der anderen Hohlformen zurück.


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4.1.1.1  Der Stülper See

Das Urmesstischblatt von 1841 verzeichnet im Südwesten des Dorfes Stülpe einen kleinen See, der auf den Karten um 1900 bereits deutlich kleiner geworden ist und inzwischen vollständig verlandete. Das Südende des heutigen Verlandungsmoores befindet sich lediglich 2 km nördlich des Anstieges zum Fläming.

Das Sedimentpaket dieses Moores wurde an mehreren Stellen abgebohrt. In den Randbereichen bleiben die Mächtigkeiten mit etwa 3 m noch relativ gering. Erst zum jung verlandeten Bereich hin steigen sie auf Werte von 10 m und zum Teil darüber an. Das Gebiet, welches noch um 1900 offene Wasserfläche war, kann bis in die Gegenwart nicht betreten werden. Eine Peilbohrung an der Grenze dieses Gebietes erreichte nach 13,2 m die sandige Basis. Etwa 50 m südlich davon wurde im Dezember 1997 eine Kernbohrung niedergebracht, deren Schichtenverzeichnis die nachfolgende Tabelle zeigt.

Tab. 2: Schichtenverzeichnis Bohrung Stülpe K1

Bohrung Stülpe K1

TK 25 – 3945 Luckenwalde H 5768 750 R 4590 550

Tiefe in cm

Substrat

Bemerkung

0–62

Torf

Schilf-Seggentorf mit Braunmoos

62–140

Torfmudde

Schilf-Seggentorf

140–265

Organomudde

schwarzbraun

265–295

Organomudde

graubraun, kalkhaltig

295–1175

Kalkmudde

grau/dunkelgrau, ab 11 m dunkelgrau/schwarz

1155

Laacher-See-Tephra

hellgrau, ca. 0,5 cm mächtig

1175–1190

Kalkmudde

schwarz, Warvit

1190–1201

Mudde

schwarz, sapropelartig, karbonathaltig

1201–1208

Organomudde

schwarz, sandig, sapropelartig, karbonathaltig

1208–1210

Torf

Braunmoos, stark komprimiert, stark sandig

ab 1210

Fein- Mittelsand

grau, humos

Das Hangende der basalen Sande bildet ein geringmächtiger, sehr stark sandiger Torf, der von schwarzen, sapropelartigen Mudden überlagert wird. In diese dunklen Mudden ist bei 11,55 m Tiefe deutlich sichtbar das etwa 5 mm mächtige Tuffband der Laacher-See-Tephra eingeschaltet. Die dunklen Mudden gehen oberhalb 11 m Tiefe in graue bis dunkelgraue Kalkmudden über. Diese erreichen Karbonatgehalte von meist über 80, oft sogar mehr als 90 %. Die hohen Karbonatwerte überraschen zunächst, da der Stülper See in die Sande des Urstromtales eingebettet ist. Erklärbar [Seite 38↓]wird der Widerspruch durch den sich südlich anschließenden Fläming, der zu großen Teilen aus saalezeitlichem Till aufgebaut wird. Der ausgeprägte Höhenunterschied von etwa 100 m zwischen der Fläminghochfläche und dem Baruther Urstromtal führt zu einem stetigen Grundwasserstrom in Richtung auf das Baruther Tal. So lag der Stülper See im Einzugsgebiet des karbonatreichen Fläminggrundwassers.

Die basalen 2,3 m des Bohrkernes wurde palynologisch untersucht. Die zeitliche Einordnung bezieht sich im folgenden auf die mündlichen und schriftlichen Mitteilungen von Dr. A. BRANDE und Th. GIESECKE (1999, siehe auch S. 22).

Die Basis des Profiles (siehe Abb. 9), der stark sandige Torf, datiert aus der Älteren Dryas (Pollenzone I b/c nach BRANDE in BERGLUND, BIRKS, RALSKA-JASIEWICZOWA, WRIGHT 1996). Der hohe Anteil an Nichtbaumpollen, besonders an Heliophyten belegt waldlose Verhältnisse. Ebenso ist Juniperus noch stark verbreitet. Die im Hangenden des Torfes befindliche Mudde wird von den Palynologen bereits in das ältere Alleröd (Pz. II a) gestellt. Die Übermacht von Betula wird deutlich zurückgedrängt, wenn auch Pinus im Älteren Alleröd die Werte der Birke noch nicht erreicht. Der Punkt, an dem dies geschieht, kennzeichnet bei einer Tiefe von 11,95 m den Übergang vom Älteren in das Jüngere Alleröd (Pz. II b). Im oberen Teil dieser Pollenzone liegt die Laacher-See-Tephra.

Interessant ist, dass mit dem Eintrag des Tuffs sich die Sedimentation im See verändert (siehe Abb. 136, S. 47). Die relativ hohen Karbonatgehalte von mehr als 60 % verringern sich auf 28,6 %, um dann langsam bis zum Ende des Alleröds bei 11,25 m wieder auf die alten Werte anzusteigen. Der Effekt wirkte über 200 Jahre nach. Er kann also nicht durch kurzzeitige Vegetationsveränderungen erklärt werden. Nach Rücksprache mit Dr. Strahl (LGRB Kleinmachnow – 1999) liegt die Ursache dieses Effektes wahrscheinlich in einer Diatomeenexplosion nach dem Eintrag des Tuffes. Mit der Asche wurden zahlreiche kieselsäurehaltige Partikel in den See eingetragen und teilweise gelöst, so dass sich die für Diatomeen vorher weniger günstigen Bedingungen schlagartig verbesserten. Dadurch nahm der relative Anteil des karbonatfreien Materials im Seesediment zu.


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Abb. 9: Pollenprofil ehemaliger Stülper See


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Abb. 10: Pollenprofil ehemaliger Stülper See (Basisprofil)


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Ab 11,25 m zeigen die abfallenden Karbonatgehalte den erneuten Wechsel der Sedimentationsverhältnisse an, diesmal bedingt durch die Abkühlung der Jüngeren Dryas. Die Birkenkurve fällt deutlich ab; Offenlandanzeiger nehmen zu und zeigen die Auflichtung des Waldes an. Oberhalb 10,60 m setzen sich die Baumpollen wieder durch. Das Präboreal hat begonnen. Parallel dazu steigt auch der Karbonatgehalt der Proben wieder an. Bei 10,20 m markieren die stark ansteigenden Corylus-Pollen den Beginn des Boreals.

Es handelt sich palynologisch und sedimentologisch um ein für das Jungmoränenland typisches Profil.

4.1.2 Zur Genese der Hohlformen im Urstromtal

Die Genese der Hohlformen im Baruther Urstromtal zwischen Baruth und Luckenwalde wird mit dem Austauen von Toteisresten und damit mit einem Vorstoß des weichselzeitlichen Gletschers bis in dieses Gebiet erklärt.

Gestützt wird die These durch die fehlende Nordbegrenzung des Urstromtales in diesem Abschnitt. Die nördlich sich anschließende Kummersdorfer Platte liegt teilweise tiefer als das Urstromtal. Sie stand einem weiten Vorstoß des Gletschers nach Süden nicht entgegen. Der direkte Kontakt Gletscher – Urstromtal erklärt auch das Fehlen von Eisrandbildungen im diesem Abschnitt.

Die Ausdehnung der Hohlformen spricht gegen den Transport der Eisblöcke durch Schmelzwasser. Der ehemalige Stülper See hatte vor dem Einsetzen der Verlandung Ausmaße von 250 x 500 m, bei einer Tiefe von mindestens 13 m. Auch die anderen Moore erreichen vergleichbare Größenordnungen.

Die periglaziale Entstehung der Hohlformen ist wenig wahrscheinlich, auch wenn sie im Einzelfall nicht völlig auszuschließen ist. Kessel, die sicher als Pingorelikt gedeutet werden, besitzen meist eine wallartige Begrenzung (PAVLOVSKAYA 2000) oder eine unmittelbar benachbarte Vollform, die aus den verdrängten Substraten besteht (z.B. Wollingster See in Niedersachsen – LADE und MERKT in FELDMANN und MEYER [Hrsg.] 1998). Diese Begleitformen fehlen allen Hohlformen im Baruther Urstromtal. Sie sind in die Ebene des Urstromtales eingesenkt. Die vollständige Deflation ehemals vorhandener Wälle wird abgelehnt. Bei Annahme solch kräftiger Deflation müsste ein starker Sandeintrag in die limnische Füllung erfolgt sein, [Seite 42↓]welches durch die Geländebefunde ausgeschlossen wird.

Möglich ist weiterhin die Genese als Alas. Nach der Literatur (FRENCH 1996) entstehen solche Formen aber nur unter extrem kontinentalen Klimabedingungen (z.B. Jakutien), die in Mitteleuropa nie gegeben waren. Des weiteren bilden den Endpunkt der Alasentwicklung Mulden mit relativ flachen Hängen. Die im Urstromtal vorhandenen Hohlformen fallen aber zum Teil steil zu ihrem Zentrum ein. Andere Thermokarstformen, wie ausgetaute Bodeneislinsen u.ä. sind im allgemeinen nur wenige Dezimeter bis Meter tief und kommen als Entstehungsursache für die tiefen Hohlformen im Urstromtal nicht in Frage. Ein weiteres Argument gegen die periglaziale Entstehung stellt das begrenzte Vorkommen nur in diesem Urstromtalabschnitt dar. Östlich von Baruth, wo nach den Geländebefunden der weichselzeitliche Gletscher das Urstromtal nicht erreichte, fehlen solch tiefe Hohlformen.

Die Pollenanalyse belegt eine weichselzeitliche Entstehung der Hohlformen. Da sie teilweise im Bereich der Terrassen liegen, die der Brandenburger Eisrandlage zugeordnet werden, muss der Eisvorstoß, dem sie ihre Entstehung verdanken, älter sein als die Brandenburger Eisrandlage. Der Vorstoß wird als Weichselmaximalvorstoß (Wmax) bezeichnet.

4.1.3 Untersuchungen zum Altmoränencharakter des Niederen Flämings

Die Hohlformen im Baruther Urstromtal belegen einen Vorstoß des weichselzeitlichen Inlandeises bis auf weniger als 2 km an den Fläming heran. Es ist nun zu klären, inwieweit das Eis den Fläming in diesem Abschnitt erreichte.

4.1.3.1 Morphologische Untersuchungen auf dem Niederen Fläming

Die Oberfläche des Niederen Flämings ist in seinem Nordteil arm an geschlossenen Hohlformen. Eine Ausnahme bilden lediglich die äolisch gebildeten Kessel, besonders im Gebiet des Dünenzuges, der östlich des Golmberges einsetzt und sich bis in das Baruther Urstromtal fortsetzt. Des Weiteren sind vorhandene Mulden äußerst flach in ihre Umgebung eingetieft, aber nicht vermoort. Ein auffälliges morphologisches Merkmal stellt die weit fortgeschrittene Zertalung dar. Die aufgeführten Eigenschaften sind für das Altmoränenland typisch. Daauf den Hochflächen unmittelbar nördlich der Brandenburger Eisrandlage geschlossene [Seite 43↓]Hohlformen ebenfalls nur vereinzelt vorkommen, müssen die morphologischen Merkmale jedoch als unsicher eingestuft werden (siehe auch Kap. 4.4.2.2, S. 108).

Die beprobten Steinsohlen auf dem Fläming ergaben je nach Exposition im Gelände unterschiedlich hohe Anteile an windgeschliffenen Geschieben. Der Extremwert wurde 1 km nordwestlich des Golmberges am Nordhang des sogenannten „Dickkopf“ erreicht. Der Anteil an windgeschliffenen Geschieben lag dort bei 72,8 % (Tab. 3). Auch die Werte der anderen normal exponierten Stellen lagen über dem Wert der Proben vom Fernneuendorfer Sander und aus der Kiesgrube Ruhlsdorf (siehe Tab. 20, S. 181) im Jungmoränenland.

Tab. 3: Ergebnisse der Zählungen windgeschliffener Geschiebe

Probe:

Dickkopf

Werbig

Klein Ziescht

Heuwegtal

Fernneuen-dorf

Eichberg

Hohendorf Berg

TK 25:

3945 Luckenwalde

4045 Markendorf

3947 Baruth

3946 Paplitz

3846 Wünsdorf

3945 Luckenwalde

3945 Luckenwalde

Hochwert:

5766 200

5756 175

5767 600

5765 995

5777 125

5765 910

5764 200

Rechtswert:

4591 440

4581 850

5398 760

4593 575

4596 350

4587 475

4584 750

Lage:

Nordhang

Ebene

Nordosthang

Talausgang

Südosthang

fast eben

Kuppe

Exposition:

sehr exponiert

exponiert

exponiert

geschützt

sehr exponiert

exponiert

sehr exponiert

geschliffen ges.

72,8%

44,7%

58,1%

2,3%

37,6%

51,8%

58,4

Mehrkanter

2,0%

1,2%

1,1%

0,0%

0,0%

0,0%

0,0%

reif

3,6%

0,0%

3,2%

0,0%

3,5%

0,9%

1,0%

unreif

47,2%

2,4%

11,8%

0,0%

12,9%

17,0%

16,8%

initial

20,0%

41,2%

41,9%

2,3%

21,2%

33,9%

40,6%

ohne Schliff

27,2%

55,3%

41,9%

97,7%

62,4%

48,2%

41,6%

Anzahl

125

85

93

87

85

112

101

4.1.3.2 Geologische Untersuchungen auf dem Niederen Fläming

Im Frühjahr 1999 konnten beim Bau einer Erdgasleitung im Niederen Fläming und im Baruther Urstromtal die dort vorhandenen Aufschlüsse begutachtet werden (Abb. 11, S. 32). Im Vordergrund der Untersuchungen im Fläming stand die Zuordnung der Ablagerungen zur Saale- bzw. zur Weichselvereisung.

Südlich der Grenze Baruther Urstromtal – Fläming bei Klein Ziescht steht meist Geschiebelehm an (Aufschlusspunkt 1 auf der Karte Abb. 11, S. 32). Er streicht streckenweise in die Luft aus und gibt dann den Blick auf die liegenden Sedimente – glazifluviale Sande und glazilimnische Schluffe – frei. Sie wurden gestaucht. Das [Seite 44↓]Streichen der Stauchungen wurde mit WNW – ESE bestimmt. Da die Sande und Schluffe in direktem Kontakt mit dem hangenden Geschiebelehm stehen, können die Störungen durchaus von dem durch den Till repräsentierten Eisvorstoß stammen.

Abb. 11: Aufschlüsse im Niederen Fläming

Abb. 12: Gestauchte Schluffe nördlich von Klein Ziescht


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Der Till war, von wenigen Ausnahmen abgesehen, bis zur Sohle der Trasse entkalkt. Meist besaß er eine marmorierte Struktur, die zwischen hellgrauen bis rotbraunen Farbtönen wechselte. Noch vorhandene Geschiebemergelreste waren rotbraun gefärbt. Die Kleingeschiebeanalyse zeigte ein relativ einheitliches Bild (Proben Baruth1 bis 6; alle Ergebnisse der Kleingeschiebeanalysen im Anhang ab S. 37). Auffällig ist bei den Proben Baruth1 – 6 die Dominanz des Nordischen Kristallins sowie der erhöhte Quarzgehalt. Im Kapitel 4.5.4 (ab S. 119) wird auf die Probleme hingewiesen, die bei Kleingeschiebespektren mit erhöhten Quarzgehalten auftreten. Die Zuordnung zur Saalevereisung erfolgt bei den Proben deshalb unter Vorbehalt.

Abb. 13: Blockpackung bei Merzdorf

Im Abschnitt von Merzdorf bis Werbig (Punkt 2, Abb. 11, S. 32) quert die Trasse wiederholt die Blockpackung der Werbig-Petkuser Staffel (nach MAUDREI 1968). Diese im Aufschluss eindrucksvolle Blockpackung bildet an der Oberfläche, wenn überhaupt, nur eine schwache Vollform aus. Außerdem verwischt der hangende Sandlöss die landschaftlichen Grenzen. Beim Foto in Abb. 13 fällt die kräftige Rotbraunfärbung des Aufschlusses auf. Gleichzeitig waren zahlreiche Geschiebe stark angewittert und vergrust. Beides spricht für eine große Intensität der Verwitterung, die bei weichselzeitlichem Alter wenig wahrscheinlich ist. Der in diesem Abschnitt der Trasse wiederholt angeschnittene Till deckt sich in seinem Kleingeschiebespektrum weitgehend mit den Baruther Proben (Proben Merz1 und 2).


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Die Situation am Punkt 3 unmittelbar südwestlich von Werbig ist nur bedingt mit der bei Klein Ziescht vergleichbar. Zwar streicht auch hier der anstehende Geschiebelehm/-mergel in die Luft aus. Die liegenden glazifluvialen Sande wurden aber durch den überlagernden Till nur unbedeutend gestört. Sie vermitteln im Aufschluss das Bild „normaler“ Sandersande. Die an der Oberfläche anstehenden Sande werden von einer Steinsohle überlagert, die fast 45 Prozent windgeschliffener Geschiebe enthält (Tab. 3, S. 31 Probe Werbig). Sowohl über dem Till als auch über den Sanden liegt als gleichmäßige Decke der etwa 1 m mächtige Flottsand. Die im Kleingeschiebebestand des Tills dominierenden Paläozoischen Kalke sowie der deutliche Dolomitgehalt sind typische Kennzeichen für ein saalezeitliches Spektrum.

Tab. 4: Kurzergebnis Kleingeschiebezählung Werbig

NK

PK

D

PS

F

MK

S

Q

So

ges.

Nb

33,3%

42,2%

3,5%

0,5%

3,0%

0,4%

11,1%

5,5%

0,5%

799

59

Am Aufschlusspunkt 4, unmittelbar östlich der Bundesstraße 101, etwa 750 m südlich der Ortsmitte Hohenahlsdorf wurden beim Bau der Erdgastrasse kräftige Stauchungen aufgeschlossen. Sie streichen hier ebenfalls WNW – ESE, mit einem Einfallen der Strukturen nach NNE. In die Stauchungen einbezogen wurden sowohl glazifluviale als auch glazilimnische und glazigene Sedimente. Die Auswertung der Probe aus dem eingearbeiteten Till ergab ein quarzreiches Kleingeschiebespektrum (Probe Stauch).

Zwischen Hohenahlsdorf und Langenlipsdorf quert die Trasse ein heute nur sanft eingetieftes Tal (Punkt 5). Der östlich und westlich des Tales anstehende Till taucht im Talbereich unter glazifluvialen Sanden ab. Abschiebungen in den Sanden belegen Sackungsbewegungen. Ihre Genese durch austauendes Toteis ist wahrscheinlich. In der Folgezeit wurde die Hohlform des Tales größtenteils mit solifluidal umgelagerten Sanden verfüllt. In diesen Sanden zeugen zwei kräftig ausgebildete Böden von Phasen geringer morphologischer Aktivität (Abb. 14). Beide Böden wurden intensiv kryoturbat beansprucht. Die pleistozäne Folge wird von dem auf dem Niederen Fläming weit verbreiteten Sandlöss abgeschlossen. In diesem Substrat ist der spätglazial-holozäne Boden entwickelt. Eine Seltenheit für das reliefarme Altmoränenland bildet das bis 3 m mächtige Kolluvium, welches Ziegelstücke enthielt. Es stellt die jüngste, holozäne Talfüllung dar.


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Abb. 14: Begrabene Böden zwischen Hohenahlsdorf und Langenlipsdorf

Die sehr kräftigen Kryoturbationen in den begrabenen Böden wurden im nördlich sich anschließenden Jungmoränenland nicht angetroffen. Der hangende Sandlöss belegt ein höheres Alter der Böden als das Weichselspätglazial. Wahrscheinlich dokumentieren sie frühere Interstadiale der Weichselkaltzeit. Wichtig ist, dass die Böden nicht von einem jüngeren Geschiebemergel überlagert werden. Der im Hintergrund des Bildes (Abb. 14) erkennbare Till besitzt ein Geschiebespektrum, welches trotz erhöhter Quarzanteile als saalezeitlich eingestuft wird. Der hohe Anteil an Paläozoischem Kalkstein rechtfertigt die Einordnung (Probe Llips).

Die Geschiebemergelproben aus Daueraufschlüssen im Niederen Fläming besaßen in keinem Fall ein weichselzeitliches Geschiebespektrum (Proben Golm1/2, Ließen, Mahls, Bochow, Paplitz; in der Abb. 11 auf S. 32 mit den Nummern 6 bis 10 gekennzeichnet). Die Zusammensetzung entsprach entweder einem saalezeitlichen Spektrum oder die Proben erwiesen sich wegen des hohen Quarzanteiles als nicht auswertbar.

Mit den dargelegten Ergebnissen wird eine weichselzeitliche Inlandeisbedeckung des Niederen Flämings ausgeschlossen.


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4.1.4  Der Flämingnordrand zwischen Baruth und Luckenwalde

Da der weichselzeitliche Gletscher bis fast an den Niederen Fläming heran, auf diesen aber nicht herauf vorgestoßen ist, richtet sich nun das Augenmerk auf die Morphologie am unmittelbaren Nordrand des Flämings.

Betrachtet man den Abhang zwischen den beiden Städten, so fällt auf, dass der Rand im Stadtgebiet von Baruth und südlich des Dorfes Lynow extrem steil ausgebildet ist (siehe Abb. 15, S. 36).

Im Bereich der Baruther Pforte verengt sich das Urstromtal zwischen dem Sander und dem steilen Anstieg zum Fläming auf weniger als 2 km. Da der Urstrom die Engstelle passieren musste, ist die Genese des Steilrandes als glazifluviale Unterschneidungskante naheliegend.

Komplizierter sind die Verhältnisse südlich von Lynow (Abb. 15). In diesem Bereich ist das Urstromtal mehr als 10 km breit. Der Höhenunterschied vom 178,3.m ü. NN hohen Golmberg zum 75 m ü. NN hoch gelegenen Südrand des Urstromtales auf einer Horizontalentfernung von weniger als einem Kilometer markiert eines der reliefenergiereichsten Gebiete in Brandenburg. Die Hohlformen bei Lynow und Stülpe belegen, dass sich das weichselzeitliche Inlandeis bis auf weniger als 2 km dem Fläming angenähert hat. Der Urstrom war daher auch südlich von Lynow gezwungen, eine Engstelle zu passieren. Daher wird auch dieser Steilhang als glazifluviale Unterschneidungskante des Urstromes gedeutet. Nach der Unterbrechung durch das Ließener Tal setzt sich die Kante weiter westlich am Eichberg fort (siehe Abb. 16, S. 37).

Die kräftige Erosion am Nordrand des Flämings lässt sich auch an den kleinen Trockentälern erkennen, die in das Baruther Urstromtal einmünden (Abb. 15). Ihre „Unterläufe“ wurden durch den Urstrom gekappt. Das vorher relativ ausgeglichene Gefälle der Täler geriet dadurch aus dem Gleichgewicht. Die periglazialen Gewässer in den Tälern haben durch Schwemmkegelbildung die Gefälleverhältnisse wieder ausgeglichen.


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Abb. 15: Der Flämingnordrand südlich von Lynow

 


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Abb. 16: Der Flämingnordrand südlich von Holbeck


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Wenn auch die Existenz der Schwemmfächer außer Zweifel steht, so erreichen diese Aufschüttungen keinesfalls bis zu 25 m Mächtigkeit (siehe Kap. 2.4, S. 19). Bei der Annahme solch mächtiger Ablagerungen wären die Volumina der vorgelagerten Schwemmfächer für die kleinen Täler viel zu groß. So besäße der Kegel vor dem Schützenbergtal unter dieser Bedingung ein planimetrisch berechnetes Volumen von 14,3 Mio. m3. Das Volumen des Tales selbst beträgt 15,5 Mio. m3. Im Rahmen der Messfehler müssen beide Volumina als etwa gleich groß angesehen werden. Das Tal ist in seiner Anlage aber sicher älter als das Urstromtal. Demnach muss das Volumen des nach der Urstromtalbildung abgetragenen Materials deutlich geringer sein als das Talvolumen. Nimmt man für das Schützenbergtal eine Mulde als Anlage an, so reduziert sich das Volumen des abgetragenen Materials auf etwa 10 Mio. m3. Dieses ist nicht mit der Größe des postulierten Schwemmkegels vereinbar. Dementsprechend muss der reelle Schwemmkegel ein bedeutend kleineres Volumen als 14,3 Mio. m3 besitzen.

Außerdem steigt auch außerhalb der Schwemmkegel das Niveau des Urstromtales bis auf etwa 75 m ü. NN an. Eine periglaziale Aufhöhung dieser Bereiche durch Solifluktion erscheint kaum möglich, da ansonsten die extrem steilen Bereiche der Unterschneidungskante weit mehr abgeflacht sein müssten. Des weiteren steht im Golmberggebiet auch Geschiebemergel an (Proben Golm1 und 2). Bei periglazialer Umlagerung desselben müsste in den entsprechenden Sedimenten auch eine deutliche Lehmkomponente zu finden sein. Dieses ist aber nach eigenen Geländebegehungen und Befragungen der örtlichen Revierförster nicht der Fall. Alle Standorte nördlich der Unterschneidungskante sind aus forstlicher Sicht extreme a-Standorte (a = arm) auf Sandböden.

Daraus folgt, dass am Nordrand des Flämings das Niveau des Baruther Urstromtales deutlich über dem der Brandenburger Eisrandlage (60 m ü. NN) liegt. Die Erklärung wird darin gesehen, dass die höheren Niveaus Abflusswege repräsentieren, die älter sein müssen als die Brandenburger Eisrandlage. Unter den konkreten Bedingungen kommt dafür nur der Weichselmaximalvorstoß in Betracht. Ihm werden im Arbeitsgebiet alle Abflussflächen von 60 m bis 75 m ü. NN zugeordnet. Das 75 m-Niveau lässt sich weiter westlich bis zum Eichberg verfolgen. Noch weiter westlich, am Schulischen Berg, beträgt die Höhe des Urstromtales an seinem Südrand aber nur noch 65 m ü. NN, während sich südlich des 85 Meter hohen Berges ein [Seite 52↓]ausgedehntes Gebiet im 75 m-Niveau befindet (siehe Abb. 16, S. 37). Aus diesem Grunde wird davon ausgegangen, dass der Weichselmaximalvorstoß den Schulischen Berg erreicht und das Baruther Urstromtal in diesem Abschnittvollständig plombiert hat. Anders lässt sich die Genese der 75 m-Fläche südlich des Schulischen Berges nicht erklären. Zumindest an dieser Stelle lag demnach das jüngste Inlandeis direkt am Flämingnordrand. Der Schulische Berg wird nach den Geländebefunden von groben bis sehr groben, zum Teil karbonathaltigen glazifluvialen Sedimenten aufgebaut. Till konnte nicht festgestellt werden. Systematische Grabungen und Bohrungen verboten sich, da der Schulische Berg im Kernbereich eines ehemaligen russischen Truppenübungsplatzes liegt.

Nach mündlicher Mitteilung von B. NITZ (1997) und aus dem Studium topographischer Karten ergeben sich westlich des Untersuchungsgebietes ähnliche Situationen. Auch dort hat das Weichseleis wahrscheinlich direkt am Fläming gelegen und das Baruther Urstromtal vollständig blockiert. Das betrifft das Areal um den Galgenberg südlich von Treuenbrietzen, das Gebiet unmittelbar südwestlich von Linthe und die Briesener Berge zwischen Ragösen und Wollin. Konkrete Geländeuntersuchungen, die die Kartenbefunde erhärten oder widerlegen, wurden dort nicht durchgeführt.

4.1.5  Spuren des Weichselmaximalvorstoßes zwischen Lübben und Baruth

Hohlformen auf dem Sander nördlich von Baruth und auf dem Brandsander erwähnte MARCINEK (1961a) und führte ihre Entstehung auf das Ausschmelzen von Toteis zurück. Eine der Hohlformen (Zentrum etwa 4 km nördlich von Radeland H 5773 800 R 5400 500) ist mit relativ steilen Hängen in den Boden des Baruther Sanders eingesenkt (siehe beiliegende Karten nach S. 47). Auf der Karte zwar gut zu erkennen, im Gelände aber nur flach in die Umgebung eingetieft, ist eine rundliche Wanne 1,8 km südlich des Schwarzen Berges (H 5773 300 R 5398 650). Während die erstgenannte Hohlform mit dem Austauen eines verschütteten Toteisblockes erklärt wird, kann die zweite aufgrund ihrer flachen Hänge auch eine andere Entstehungsursache besitzen. Möglich ist die Genese als Deflationswanne.

Zwischen den Scheeren- und den Wacholderbergen grenzt die Sanderfläche an eine unübersichtliche, stark verkesselte Landschaft (Abb. 17, S. 39). Auch südlich der Wacholderberge liegt ein ausgedehntes Sandergebiet tiefer als die Umgebung.


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Abb. 17: Die Toteisaustaulandschaft zwischen den Scheeren- und den Wacholderbergen

Hier bildeten sich sowohl der Sander als auch die Brandenburger Eisrandlage über weitflächig vorhandenem Toteis und sackten nach dem Ausschmelzen unregelmäßig ein. Die Brandenburger Eisrandlage ist deshalb in diesem Gebiet nicht nachweisbar.

Da im südlichen Sanderbereich und auch im Baruther Urstromtal in diesem Abschnitt keine bedeutenden Hohlformen (mehr als 5 m Tiefe) gefunden wurden, hat der Weichselmaximalvorstoß mit großer Wahrscheinlichkeit den Südrand der toteisgestörten Areale auf dem Sander nicht überschritten.

Im östlich sich anschließenden Oderiner Becken wird aufgrund der Untersuchungen der bisher vertretene Verlauf der Brandenburger Eisrandlage (JUSCHUS in NITZ und NASS [Hrsg.] 1997) korrigiert. Nordöstlich des ehemaligen Forsthauses Hammelstall befinden sich zwei isolierte Erhebungen mit einem ausgeprägt plateauartigen Charakter (Wehlow- und Raupenberg; siehe beiliegende Karten „Die Krausnicker Platte“ und „Morphologische Übersichtskarte der Krausnicker Platte“ nach S. 64). Einerseits stimmt das Höhenniveau der Erhebungen genau mit dem des [Seite 54↓]Brandsanders überein, andererseits ergab das Nivellement für das Plateau des Wehlow- und des östlich benachbarten Raupenberges ein Einfallen des Plateaus von Ost nach West.

Abb. 18: Profil über den Raupen- und den Wehlowberg

Es handelt sich um isoliert erhaltene Reste der ehemals deutlich größeren Fläche des Brand, einem Sander der Brandenburger Eisrandlage. Das Stietenseebecken zwischen dem Brand und dem Wehlow-/Raupenberg befindet sich demnach südlich der Brandenburger Eisrandlage und war zur Zeit der Aufschüttung des Brandsanders mit Toteis plombiert.

Innerhalb des Beckens wurden durch die telmatische und limnische Füllung des fast verlandeten Stietensees Bohrprofile gelegt (Abb. 19, S. 41). Aus der Tiefenlage der sandigen Basis der limnischen Füllung, 37 m ü. NN, und der Höhenlage der ehemaligen Sanderfläche kann die Mächtigkeit des Toteisblockes, welcher das Stietenseebecken plombierte, mit etwa 35 m angegeben werden. Die Höhe der ehemaligen Sanderfläche im Stietenseebecken wurde aus dem Niveau des Wehlow- bzw. Raupenberges und des Brandsanders mit 72 m ü. NN interpoliert.

Ähnliches gilt für das Buschwiesenbecken mit der Erhebung der Glinze unmittelbar am südwestlichen Rand dieses Teilbeckens (siehe beiliegende Karten nach S. 64). Das Plateau dieser Erhebung besitzt ein deutliches Ost-Westgefälle. Demnach bildete auch die Glinze eine ehemals mit dem Brand zusammenhängende Sanderfläche. Damit liegt das südliche Oderiner Becken von Briesen bis Staakow im Bereich des Weichselmaximalvorstoßes und südlich der Brandenburger Eisrandlage.


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Abb. 19: Profile durch die Verlandungszone des Stietensees

Die Verhältnisse im Oderiner Becken ähneln der Situation auf der Lieberoser Hochfläche, welche zuletzt 1995 von BROSE und MARCINEK in SCHROEDER (Hrsg.) und 1999 von POPPSCHÖTZ beschrieben wurde.

Belege dafür, dass südlich der Brandenburger Eisrandlage Inlandeis gelegen hat, beschrieb MARCINEK (1961a) 3 km südlich von Krausnick. In diesen Bereichen sind Sanderflächen unregelmäßig über ausschmelzendem Toteis nachgesackt. Allerdings kann nach den eigenen Befunden das Toteis nicht die alleinige Ursache der tiefen Lage des Gebietes sein. Es handelt sich in diesem Fall um jüngere Sander, die sich in die ältere Fläche des Brandsanders einschnitten (siehe Kap. 4.2.4 ab S. 59).

4.1.6 Zusammenfassung zum Weichselmaximalvorstoß

Die Brandenburger Eisrandlage markiert im Arbeitsgebiet nicht die maximale Ausdehnung des weichselzeitlichen Inlandeises. Es lässt sich durchgängig von Lübben bis Luckenwalde ein Vorstoß über die Eisrandlage hinweg nach Süden nachweisen. Für diese kurzzeitige Oszillation wird die Bezeichnung [Seite 56↓]Weichselmaximalvorstoß (Wmax) vorgeschlagen. Sie überschritt die Brandenburger Eisrandlage zwischen 2 und 12 km (siehe auch Abb. 24, S. 68). Da in einigen Veröffentlichungen (z.B. LIEDTKE 1981) die Brandenburger Eisrandlage mit dem maximalen Vorstoß des weichselzeitlichen Eises gleichgesetzt wird, sei darauf hingewiesen, dass der Weichselmaximalvorstoß von der etwas weiter nördlich verlaufenden Brandenburger Eisrandlage streng zu trennen ist.

Abb. 20: Der Weichselmaximalvorstoß zwischen Lübben und Luckenwalde

Der Maximalvorstoß hat innerhalb des Arbeitsgebietes keine eigene Eisrandlage und zugehörige Elemente der glazialen Serie ausgebildet. Er lässt sich lediglich durch indirekte Spuren nachweisen. Dazu zählen die Toteishohlformen auf den Brandenburger Abflusswegen und die scharfen Unterschneidungskanten am Südrand des Baruther Urstromtales bei Lynow, die sich nur mit der Anwesenheit von Inlandeis erklären lassen. Die direkte Wirkung des weichselzeitlichen Gletschers war relativ gering. Die Hauptwirkung erreichten die Schmelzwässer, einerseits durch das Verschütten der Eisblöcke, andererseits durch die Schaffung der Erosionskanten.

Zwischen Luckenwalde und Baruth ist das Weichseleis, bedingt durch die tiefe Lage der nördlich sich anschließenden Platten, weit in das Baruther Urstromtal vorgestoßen. Es hat sich bis auf weniger als 2 km dem Fläming angenähert. Am Schulischen Berg erreichte es ihn sogar. Es gelang dem jüngsten Inlandeis aber kein Vorstoß auf den Niederen Fläming herauf. Zwischen Baruth und Lübben überschritt der Weichselmaximalvorstoß meist nicht die heutigen Sanderflächen und erreichte [Seite 57↓]nur im Oderiner Becken und südlich von Krausnick den Nordrand des Urstromtales.

Der Weichselmaximalvorstoß wird räumlich und zeitlich vor die Brandenburger Eisrandlage gestellt, da sich die Hohlformen auf den Sandern bzw. auf den Brandenburger Abflusswegen im Baruther Urstromtal befinden.

Zwischen Luckenwalde und Baruth lassen sich dem Weichselmaximalvorstoß Abflussflächen im Baruther Urstromtal zuordnen. Sie liegen am Südrand des Tales in 60 bis 75 m ü. NN.

4.2  Der Verlauf der Brandenburger Eisrandlage zwischen Lübben und Luckenwalde

4.2.1 Die Eisrandlage im Bereich der Luckenwalder und Kummersdorfer Platte

Die Luckenwalder Platte (Weinberge/Frankenfelder Berg) bildet am westlichen Stadtrand einen Riegel im Baruther Urstromtal. Sie trägt in ihrem westlichen Teil einen kleinen Sander der Brandenburger Eisrandlage. Nach Informationen, die Herrn KLAEN (Finanzamt Teltow-Fläming) zur Bodenschätzung vorliegen, bedingt eine geringmächtige Sandlössdecke die für einen Sander untypische Nutzung als Acker.

Die Kiesgrube an den Weinbergen (siehe Abb. 21, S. 44) bietet zur Zeit den einzigen Großaufschluss im Bereich der Brandenburger Eisrandlage. In ihr stehen glazifluviale Sedimente, meist Sande und Kiese an. Sie lagern weitgehend ungestört mit gut erhaltener Großrippelschichtung, die eine südwestliche Abflussrichtung anzeigt. Interessant war der Fund eines nur 40 cm mächtigen Tills innerhalb der Sande. Sein eng begrenztes Vorkommen sowie seine Schichtung belegen die Genese als flow till. Der hohe Quarzanteil verhinderte die zeitliche Einstufung des Geschiebemergels.

MAUDREI (1968) analysierte Proben eines mächtigen Tills aus den verfallenen Ziegeleigruben am Luckenwalder Weinberg, wenige hundert Meter südlich der Kiesgrube. Der Till besaß ein saalezeitliches Geschiebespektrum und kann nicht mit dem Geschiebemergel aus der Kiesgrube verglichen werden. Der saalezeitliche Till in den Ziegeleigruben spricht für eine präweichselzeitliche Anlage des Kernes der Luckenwalder Platte.

Morphologisch tritt die Luckenwalder Platte einheitlich hervor (Abb. 21, S. 44). Als NNW – SSE verlaufender Riegel steigt sie von Osten kommend steil aus dem Niveau des Urstromtales auf und fällt nach Westen sanft ab.


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Abb. 21: Die Luckenwalder Platte

Natürliche geschlossene Hohlformen besitzt sie nicht. Eine deutliche Stufe begrenzt die Platte im Süden, Osten und Norden. Im Westteil der Platte geht die Sanderfläche weitgehend gleichsohlig in das Urstromtal über, welches daher in diesem Abschnitt als gleichaltrig mit der Brandenburger Eisrandlage aufgefasst wird. Der Luckenwalder Sander kann als einziger im Arbeitsgebiet nicht mit einer nördlich anschließenden Rinne verknüpft werden.

Die Brandenburger Eisrandlage wird von NNW nach SSE über die Luckenwalder Platte gelegt. Hinweise für einen davon abweichenden Verlauf haben sich nicht ergeben.


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Östlich der Luckenwalder Platte setzt die Brandenburger Eisrandlage aus. Sie ist bis zum 15 km östlich gelegenen Sperenberg nicht nachweisbar. Der Eisrand lag aber südlich der Kummersdorfer Platte. Das Niveau dieser extrem tief liegenden Platte befindet sich stellenweise unter dem des Baruther Urstromtales. Zur Zeit der Brandenburger Eisrandlage muss deshalb Inlandeis die Platte bedeckt haben. Andererseits befand sich der Eisrand auf alle Fälle nördlich der Brandenburger Abflussflächen im Urstromtal. Das entspricht, in Übereinstimmung mit dem Luckenwalder Sander, etwa dem Niveau von 55 m ü. NN.

4.2.2  Der Fernneuendorfer Sander östlich von Sperenberg

3 km östlich von Sperenberg befindet sich ein Sander. Auf der Karte (Abb. 22, S. 46) lässt sich gut erkennen, dass im südlichen Teil, in der Neuendorfer Heide, eine regelmäßig ausgebildete Sanderfläche vorhanden ist. Die in 60–62 m ü. NN gelegene Fläche fällt am Südrand mit einer deutlichen Stufe zum Niveau des Baruther Urstromtales (50 m ü. NN) ab. Die Höhenlage des Sanders und die Unterschneidungskante zum Urstromtal sind Belege dafür, dass es sich um eine Abflussfläche der Brandenburger Eisrandlage handelt. Der weiter östlich gelegene Baruther Sander erreicht an seinem Südrand vergleichbare Höhen. Das verkesselte Gelände nördlich der regelmäßigen Sanderfläche – die Klausdorfer Heide – stellt einen über ausschmelzendem Toteis nachgesackten Sander dar. Verbindet man die regelmäßige mit der verkesselten Sanderfläche, so erhält man den deltaförmigen Grundriss eines Kegelsanders. Weiterhin endet nördlich der Sanderspitze die Glaziale Rinne des Mellensees, die sich nach Norden bis an das Berliner Urstromtal verfolgen lässt. Am Südrand des Dorfes Klausdorf befand sich das Gletschertor der Rinne, von dem aus der Sander geschüttet wurde.

Den Sander begrenzen keine Endmoränen oder andere höhere Bereiche. Sein Widerlager zur Zeit seiner Bildung war demnach das Inlandeis. Die Brandenburger Eisrandlage wird mit den westlichen und östlichen Begrenzungen des Sanders gleichgesetzt. Für die Mellenseerinne und den Fernneuendorfer Sander ergibt sich aus dem Verlauf der Eisrandlage eine Position in einer Lobennaht.

Die Verkesselungen auf dem Sander und die südlich gelegenen Hohlformen im Urstromtal belegen hier den Weichselmaximalvorstoß.


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Abb. 22: Der Fernneuendorfer Sander


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Westlich des Sanders erstreckt sich eine Niederung von Klausdorf bis zum Faulen Luch. Sie mündet stufenlos in das untere Baruther Urstromtal ein. Gedeutet wird sie als ein jüngerer Schlauchsander. Mit dem beginnenden Zurückschmelzen des Eises von der Brandenburger Randlage fiel der Kegelsander trocken. Das Schmelzwasser fand jetzt den günstigeren Weg westlich des Sanders durch die Niederung des Faulen Luches am Gipsberg. Inwieweit die Subrosion am Gipsberg die Bildung des Sanders begünstigte, bleibt Spekulation. Fest steht, dass der Schlauchsander im Norden keine Anbindung an eine jüngere Eisrandlage besitzt.

4.2.3  Die Brandenburger Eisrandlage im Bereich der Teupitzer Platten

Südöstlich des Fernneuendorfer Sanders setzt die Brandenburger Eisrandlage erneut aus. Die Müllerberge liegen jedoch eindeutig nördlich der Eisrandlage, da sich etwa 3 km weiter südlich ein auffälliger von Nordwesten nach Südosten gestreckter Wall befindet (siehe beiliegende Karten: Der Baruther Sander und Morphologische Übersichtskarte des Baruther Sanders). Es handelt sich nicht um eine Düne, wie es in der Physischen Geographie Deutschlands von HAEFKE (1959 nach LEMBKE 1939b) verzeichnet ist. Der Wall wird aus grobem Material aufgebaut, welches durchaus die Größe kleinerer Blöcke erreichen kann (bis 30 cm Durchmesser). In nordwestlicher Fortsetzung der Längsachse des Walles befindet sich der Fernneuendorfer Sander. Außerdem schließt sich in östlicher Fortsetzung des Walles ebenfalls die Brandenburger Eisrandlage an, die dort durch den Nordrand des Baruther Sanders gekennzeichnet ist (siehe beiliegende Karten). Daher wird der Wall als Endmoräne der Brandenburger Eisrandlage gedeutet.

Der Nordrand des Baruther Sanders führt die Brandenburger Eisrandlage weiter nach Osten, wo sie mit den Endmoränen am Schwarzen Berg bei dem Dorf Zesch modellhaft hervortritt. Südlich des Schwarzen Berges breitet sich die große Fläche des Baruther Sanders aus. Von 75 m ü. NN an der Sanderwurzel dacht sie sich auf 60 m bis 55 m ü. NN am Urstromtal ab. Dort grenzt sie mit der von MARCINEK (1961a) beschriebenen Stufe an das Baruther Urstromtal.

Die Unterschneidungskante, die am Nordrand des Urstromtales sonst sehr deutlich ausgeprägt ist, setzt bei Radeland und Dornswalde weitgehend aus. Dort münden tiefere Sanderniveaus ein. Nur kleine Stufen, die höchstens einen Meter Höhe erreichen, sind lückenhaft nachweisbar, auch wenn die jüngere


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Schwemmkegelbildung bei Radeland und Dornswalde die Verhältnisse etwas verwischt (siehe auch S. 86). Der 54 m ü. NN hoch gelegene Boden des Urstromtales ist demnach gleichaltrig mit den tieferen Sanderniveaus. Die tieferen Sanderniveaus werden vom Autor als eigenständige Schlauchsander aufgefasst, die sich in den älteren Flächensander eingetieft haben. Besonders im Durchbruchsbereich durch die Brandenburger Eisrandlage, etwa 1 km östlich des Klappschlägersberges und an den Scheerenbergen (siehe beiliegende Karten), tritt der schlauchartige Charakter deutlich hervor. In Richtung Urstromtal verbreitert sich der Boden beider Schlauchsander allmählich, durchaus vergleichbar mit den „Trompetentälchen“, die TROLL (1926) im Alpenvorland beschrieb. Nach Norden streichen die jüngeren Sander in die Luft aus. Eine Eisrandlage, mit der sie verknüpft werden können, ist nicht nachweisbar. Auffällig ist weiterhin, dass das Niveau der älteren Flächensander in der Nähe der jüngeren Schlauchsander bereits tiefer liegt, als abseits davon. Die Höhe der Unterschneidungskante zum Urstromtal nimmt in diesen Abschnitten bereits ab. Sie ist aber noch vorhanden. Eine räumliche Bündelung des Schmelzwasserabflusses noch zur Zeit des älteren Sanders wird damit belegt (NITZ 1969). Der Verlauf der jüngeren Schlauchsander wurde mit den etwas jüngeren und tieferen Niveaus des Flächensanders festgelegt. Der Übergang von der älteren zur jüngeren Sandergeneration erfolgte demnach kontinuierlich. Ein Trockenfallen des Sanders hat es zwischenzeitlich nicht gegeben.

Der Schmelzwasserzufluss zum Baruther Sander erfolgte über Glaziale Rinnen, die auch noch nach Aufgabe der Brandenburger Eisrandlage in Funktion blieben. Besonders für die beiden Schlauchsander ist die Beziehung zu den Rinnen offensichtlich. Nördlich des Schlauchsanders, der bei Radeland in das Urstromtal einmündet, schließt sich die Glaziale Töpchiner See-Rinne an (siehe Abb. 68, S. 133). Über eine Einsattelung in den Endmoränen nördlich des Zescher Weinberges floss dem Schlauchsander zusätzlich Schmelzwasser zu. Das Hauptgletschertor dieser Rinne befand sich etwa 2 km südöstlich des Zescher Dorfplatzes. Der Schlauchsander, der bei Dornswalde in das Urstromtal einmündet, erhielt sein Wasser über ein Gletschertor bei Neuendorf von der großen Teupitzer See-Rinne (siehe Abb. 68). Weniger deutlich ausgebildet ist die Rinne, die die beiden Zeschseen und der große Möggelinsee nachzeichnen. Erfolgte die Entwässerung dieser Rinne zunächst nach Süden auf den Baruther Sander, so schwenkte sie [Seite 63↓]später nach Südwesten um und bildete so den jüngeren Sander südlich des Motzenberges. Die verkesselte Landschaft unmittelbar südwestlich des großen Zeschsees lässt dort den Austritt des Schmelzwassers und damit das zugehörige Gletschertor vermuten.

Auch wenn zum Verlauf der Brandenburger Eisrandlage auf den Teupitzer Platten im großen und ganzen Klarheit besteht, so stößt doch eine detaillierte Festlegung ihres Verlaufes auf große Schwierigkeiten. Von dem bereits erwähnten Endmoränenstück 3 km südlich der Müllerberge verläuft sie zunächst noch eindeutig in östliche Richtung. Im hochgelegenen Gebiet südlich von Zesch spaltet sie sich in mehrere, gestaffelt angeordnete Wälle auf, die kaum über größere Entfernungen zu verfolgen sind. Die Genese dieses unübersichtlichen Reliefs besteht in einer wiederholten Oszillation des Gletschers. Die Eisrandlage wurde hier an den südlichsten erkennbaren Wall gelegt. Östlich des Klappschlägersberges kann die Randlage etwa über die Peterberge in Richtung Scheerenberge gezogen werden. Der im Kapitel 4.1.5 (S. 39) erwähnte toteisgestörte Bereich zwischen den Scheeren- und den Wacholderbergen verwischt dort den Verlauf der Eisrandlage. Von den Wacholderbergen aus verläuft sie 3 km in südliche Richtung. Typisch ist in diesem Abschnitt die Ausbildung der Randlage als Sanderansatz. Endmoränen fehlen weitgehend.

Die sandig-kiesige Ausbildung der Brandenburger Eisrandlage ist bereits seit längerer Zeit bekannt (NITZ 1969, S. 150). Feinere Sedimente oder Geschiebemergel bilden im Bereich der Eisrandlage eine Ausnahme. Wenn sie trotzdem angetroffen werden, handelt es sich oft um Durchragungen älteren Materials oder um kleinräumige Staubecken. Lediglich am Wahrensberg könnte es sich nach der Ausbildung des Tills bei einem der beiden Vorkommen um eine weichselzeitliche Ablagerung handeln (Probe Wahrens2).


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Abb. 23: Glazifluviales Material im Schurf Zesch 3

Am Innensaum der Endmoränen südlich des Dorfes Zesch wurde in einer aufgelassenen Sandgrube zumindest ansatzweise die innere Struktur der Endmoräne ergraben (Schurf Zesch3, siehe auch Abb. 127, S. 28). Es fand sich glazifluviales Material mit stark wechselnder Korngröße. Die Sedimente lagerten zum Teil gestört. Die Deformationen werden mit intrasedimentären Prozessen, z.B. als Folge der Entwässerung, erklärt. Die stark variierenden Korngrößen künden von der Nähe des Eisrandes bei der Ablagerung. Der Schurf belegt hier die Genese der Endmoräne als Satzendmoräne.

4.2.4  Die Eisrandlage im Oderiner Becken und auf der Krausnicker Platte

Vom Gebiet südlich der Wacholderberge bis zu den Krausnicker Bergen ist die Brandenburger Eisrandlage nicht genau nachweisbar. Dennoch kann anhand einiger Indizien ihr Verlauf zumindest eingeengt werden.

Die isoliert erhaltenen Sanderflächen der Glinze und des Wehlow-/Raupenberges (siehe Kap. 4.1.5, S. 40) belegen den Weichselmaximalvorstoß bis in das Baruther Urstromtal bei Staakmühle. Andererseits muss der Brandenburger Eisrand auf alle Fälle nördlich der Sanderreste gelegen haben. Da aber sowohl am Nordhang des Oderiner Weinberges als auch nördlich von Freidorf tiefliegender weichselzeitlicher [Seite 65↓]Geschiebemergel ansteht, muss der Brandenburger Eisrand wiederum südlich dieser Linie zu suchen sein. Die Brandenburger Eisrandlage verläuft demnach zwischen Briesen und Oderin.

Ein anderes Bild ergibt sich auf und an den Krausnicker Bergen (siehe beiliegende Karten: Die Krausnicker Platte, Morphologische Übersichtskarte der Krausnicker Platte). Dort ist die Brandenburger Eisrandlage mit dem vorgelagerten Brandsander kräftig entwickelt. Der Brand grenzt mit einer deutlichen Stufe an das Baruther Urstromtal. Von 60–65 m ü. NN am Urstromtal steigt sein Niveau fast unmerklich bis auf 80 m ü. NN an den Endmoränen südwestlich der Krausnicker Berge an, die über 100 m ü. NN erreichen. Allerdings lehnen sie sich an einen saalezeitlichen Stauchmoränenkomplex (nach HANNEMANN 1965) an. Das präexistente Hochgebiet wirkte dabei auf den weichselzeitlichen Gletscher wie ein Strompfeiler. Auch wenn es vollständig vom jüngsten Inlandeis überfahren wurde, so bremste es die weitere Ausdehnung des Gletschers. Im Gegensatz dazu konnte das Eis im östlich sich anschließenden Gebiet des tief gelegenen Unterspreewaldes weit nach Süden vorstoßen. Von dort umfloss der Gletscher die Krausnicker Berge. Deshalb kam der Eisvorstoß im Gebiet von Krausnick und des Luchsees nicht aus Norden, sondern aus Osten bis Südosten.

Nachweisen lässt sich diese ungewöhnliche Richtung am Abbiegen der Glazialen Rinnen im Unterspreewald. Die Rinne des Meiereisees südlich von Krausnick ist annähernd von Ost nach West gerichtet.

Weiterhin findet sich auf den Krausnicker Bergen ein modellhaft ausgebildeter Schlauchsander der Brandenburger Eisrandlage (siehe beiliegende Karte: Morphologische Übersichtskarte der Krausnicker Platte). Er verläuft über eine Entfernung von 2 km von Ost nach West. Dieser Sander wird sowohl nördlich als auch südlich von Endmoränen eingefasst, die dem älteren Moränenkomplex aufsitzen. Das Eis, welches den südlichen Moränenast bildete, konnte nur aus südlicher Richtung kommen, da der Schlauchsander eisfrei war. Der Schlauchsander setzt am Feuerwachturm der Krausnicker Berge in etwa 130 m ü. NN ein. Er dacht sich mit unregelmäßigem Gefälle bis zu seiner stufenlosen Einmündung in den


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Brandsander unterhalb des sogenannten „Bunten Stieles“1 auf 80 m ü. NN ab. Über weite Strecken erscheint der Sander heute als ein bis 250 m breites trockenes Sohlental. Das geringe Gefälle und die ausgeprägte Talsohle unterscheiden ihn von allen anderen Trockentälern im Bereich der Krausnicker Berge, die als steile Kerbtäler ausgebildet wurden. Die relativ ebene Sohle, in die sich nur ein unbedeutender jüngerer Einschnitt eingetieft hat, wurde im Abschnitt südlich des Wehlaberges bis zum Feuerwachturm jedoch sehr deutlich zerschnitten. Neben nachträglicher periglazialer Zerrunsung kommt dafür auch der finale Schmelzwasserabfluss in Frage, der sich in die Sohle eintiefte. Im Gebiet um den Feuerwachturm existierten kleinere Gletschertore, die den Sanderabfluss speisten. Da sich an der Wurzel dieses Sanders keine Glaziale Rinne oder eine andere Bildung finden lässt, die auf größeren Schmelzwasserzufluss hinweist, werden die Gletschertore am Wachturm nur das lokal anfallende Schmelzwasser abgeführt haben.

Der Schlauchsander bietet die im Arbeitsgebiet einmalige Möglichkeit, die Mindestmächtigkeit des weichselzeitlichen Gletschers abzuschätzen. Die Gletschertore am Feuerwachturm befanden sich etwa 130 m ü. NN. Nördlich der Krausnicker Berge liegt die Talsandfläche von Märkisch-Buchholz in einem Niveau um 45 m ü. NN. Eingesenkt darin ist der Köthener See mit einer Mindestmächtigkeit seiner limnischen Füllung von 8 m. Die Gletscherbasis lag dort weitflächig bei 30 bis 35 m ü. NN. Das weichselzeitliche Inlandeis erreichte damit im unmittelbaren Rückland der Brandenburger Eisrandlage eine Mindestmächtigkeit von 100 m.

Die Hauptgletschertore, von denen aus der Brandsander geschüttet wurde, befanden sich am „Bunten Stiel“ und an zwei markanten Einsattelungen in der Endmoräne südlich und südwestlich des Luchsees. An der südwestlichen Einsattelung stand der „Tote Mann“ (siehe Seite 8). Vom Gletschertor am „Bunten Stiel“ aus schließt sich nach Norden eine intensiv verkesselte Landschaft an, die die landschaftlich reizvollen Heideseen beherbergt und am Köthener See endet. In diesem stark durch [Seite 67↓]Toteis geprägten Bereich verließ ein großer Schmelzwasserstrom den Gletscher. Allerdings hat die Spree den weiteren Verlauf der Rinne östlich des Köthener Sees etwas verwischt. Dennoch ist ein genetischer Zusammenhang zwischen dem Neuendorfer und dem Köthener See (siehe auch Abb. 68, S. 133) unverkennbar. Sie liegen innerhalb einer Glazialen Rinne. Auf diese Tatsache hat bereits LEMBKE (1936, S. 141) hingewiesen. Die Fortsetzung der Glazialen Rinne wird nach Norden bis zum Scharmützelsee gezogen.

Noch diffiziler zeigt sich die Landschaft am „Toten Mann“. Sowohl das Gletschertor direkt am „Toten Mann“ als auch das Tor 1,5 km südöstlich davon erhielten ihr Schmelzwasser aus der gleichen Glazialen „Rinne“. Sie ist aber südlich des Luchsees nicht als Hohlform, sondern als ein breiter langgestreckter Höhenzug entwickelt, welcher die Umgebung bis zu 15 m überragt. Erklärt wird die außergewöhnliche Ausbildung der Rinne als Höhenzug mit der hohen Lage der Gletschertore an den Krausnicker Bergen, die fast 75 m ü. NN erreicht. Es wird angenommen, dass vor allem die finalen, subaerischen Schmelzwässerabflüsse durch die Rinne den Höhenzug aufschütteten. Er ist aber keinesfalls regelmäßig wallartig ausgebildet, sondern sehr kuppig und zum Teil verkesselt. Daher wird der Begriff Os für diese Bildung abgelehnt. Bei dem Dorf Krausnick schwenkt der Höhenzug nach Norden und bildet in den Krausnicker Bergen eine echte Rinne mit unregelmäßigen Kuppen und Kesseln, die sich deutlich vom normalen Relief der Krausnicker Berge abhebt. Dieses besitzt kaum geschlossene Hohlformen und ist stark zertalt. Oberhalb von Groß Wasserburg streicht die Rinne in die Luft aus. In nordöstlicher Verlängerung findet sich der Neuendorfer See und damit eine Anbindung an die Scharmützelsee-Rinne. Alle Hauptgletschertore des Brandsanders wurden demnach von der gleichen Glazialen Rinne gespeist. Die Ursache dieser außergewöhnlichen Bifurkation sind die Krausnicker Berge. Einerseits zogen sie als Kerbe zwischen zwei Eisloben die Schmelzwässer an (siehe auch SMED 1998). Andererseits zwang ihre enorme Höhe die Schmelzwässer zu einem bedeutenden Aufstieg, dem diese nordwestlich bzw. südöstlich auswichen.

Die Ausgliederung jüngerer Sander ist auf der Krausnicker Platte komplizierter als auf den Teupitzer Platten. Nachweisbare jüngere Schmelzwasserabflüsse finden sich lediglich im Südteil der Krausnicker Platte. Südwestlich des „Toten Mannes“ ist ein etwas tieferes Sanderniveau auf dem Brand ausgebildet. Dieses grenzt aber mit [Seite 68↓]einer deutlichen Stufe an das Urstromtal und kann deshalb nicht als jüngerer Sander bezeichnet werden. Die jüngste Entwässerung erfolgte nicht mehr nach Westen über das Gletschertor am „Toten Mann“, sondern vom Forsthaus Brand in Richtung Süden. Dort durchbricht der jüngere Sander die Endmoränen und mündet stufenlos in das Urstromtal. Ebenso setzt sich die Glaziale Rinne des Meiereisees nach Westen als ein tieferes Sanderniveau fort, welches ebenfalls niveaugleich in das Baruther Tal einmündet. Beiden jüngeren Sandern kann in ihrem Rückland keine Eisrandlage zugeordnet werden.

4.2.5 Die Brandenburger Eisrandlage im Gebiet des Unterspreewaldes

1,5 km südlich des Meiereisees setzt die Brandenburger Randlage erneut aus. Sie kann erst 25 km weiter östlich bei Byhleguhre wieder nachgewiesen werden. In der Niederung des Unterspreewaldes finden sich jedoch Hinweise, die den Verlauf der Eisrandlage einengen können.

Die annähernde Ost-Westerstreckung der Rinne des Meiereisees (siehe Abb. 68, S. 133) belegt eine dazu parallele Bewegungsrichtung des Eises in diesem Gebiet. Dementsprechend muss der Eisrand südlich dieser Rinne noch einige Kilometer in südliche Richtung verlaufen sein, bevor er in östliche Richtung umschwenkte. Ansonsten hätte der Verlauf der Rinne eine mehr südliche Komponente. Der Eisrand lag demnach bei Lübben an der Treppendorfer Höhe. Am Ostrand der Talsandniederung des Unterspreewaldes schwenkt der Verlauf der Glazialen Rinnen nach Süden ein, der Eisrand ist deshalb auch in dieser Richtung zu suchen. Der so skizzierte Eisrand belegt, dass die Talsandniederung des Unterspreewaldes vollständig im Rückland der Brandenburger Eisrandlage gelegen hat. Auf der Treppendorfer Höhe selbst fanden sich keine Hinweise auf eine jüngste Eisbedeckung. Der Geschiebemergel, der in den Ziegeleigruben bei Treppendorf ansteht, besitzt ein saalezeitliches Kleingeschiebespektrum (siehe Probe Treppe).

4.2.6  Zusammenfassung zur Brandenburger Eisrandlage

Die Brandenburger Eisrandlage kann nur an den Luckenwalder Weinbergen, östlich von Sperenberg, auf den Teupitzer Platten und an den Krausnicker Bergen nachgewiesen werden. Außerhalb der genannten Bereiche gelingt durch indirekte Spuren nur eine unscharfe Eingrenzung ihres Verlaufs. Im Gebiet des Unterspreewaldes hat das Inlandeis während der Brandenburger Eisrandlage an der [Seite 69↓]Treppendorfer Höhe gelegen, ohne Spuren zu hinterlassen.

Die Interpolation der Brandenburger Eisrandlage in den Gebieten, wo die Eisrandlage aussetzt, ist subjektiv gefärbt. Sie wird deshalb nicht vorgenommen. Diese Herangehensweise betont den lückenhaften Charakter der Brandenburger Eisrandlage. Es wird für möglich gehalten, dass bereits zu dieser Zeit der weichselzeitliche Gletscher nicht mehr auf seiner ganzen Front aktiv war.

Abb. 24: Der Weichselmaximalvorstoß und die Brandenburger Eisrandlage zwischen Lübben und Luckenwalde

Bei den Brandenburger Sandern im Arbeitsgebiet nimmt der Luckenwalder Sander eine gewisse Sonderstellung ein, da er einerseits in seinem Rückland nicht mit einer Glazialen Rinne verknüpft werden kann und andererseits nur aus der älteren Sandergeneration besteht, die weitgehend gleichsohlig in das Urstromtal einmündet.

Große Glaziale Rinnen versorgten die drei anderen Sander im Untersuchungsgebiet, den Fernneuendorfer, den Baruther und den Brandsander mit Schmelzwasser. Sie besitzen jeweils zwei Sandergenerationen. Die erste, ältere Generation entwässerte die Brandenburger Eisrandlage und bildete Flächensander, die am Urstromtal bei 62,5 m bis 55 m ü. NN Höhe enden. Sie fallen mit einer deutlichen Stufe (1,5–10 m) zum jüngeren Boden des Urstromtales ab. Die jüngeren Sander schnitten sich schlauchförmig in die Flächensander ein und münden nahezu niveaugleich in das Urstromtal. An die jüngeren Sander schließt sich im Rückland der Randlage jeweils [Seite 70↓]eine Glaziale Rinne an. Die Rinnen belieferten nicht nur die älteren, sondern auch die jüngeren Sander mit Schmelzwasser. Da sich die jüngeren Sander in keinem Fall mit einer Rückzugsstaffel verknüpfen ließen, muss das anfallende Wasser aus den Abschmelzprozessen von der Brandenburger Eisrandlage stammen. Die Saarmund-Reicherskreuzer-Staffel nach MARCINEK (1961a) fehlt im Untersuchungsgebiet. Die Flächen der drei Sander wurden durch ausschmelzendes Toteis des Weichselmaximalvorstoßes zum Teil intensiv gestört. Der Luckenwalder Sander bildet auch hier eine Ausnahme.

4.3 Zur Entwicklung der Urstromtalungen im Jungmoränenland südlich von Berlin

4.3.1 Das Baruther Urstromtal zwischen Lübben und Luckenwalde

Arbeiten zur Entwicklung der Schmelzwasserabflussbahnen stützen sich in erster Linie auf morphologische Untersuchungsmethoden. Ein Problem der Forschungsarbeiten besteht darin, dass die heutige Oberfläche der Urstromtalungen großflächig von den jüngsten Schmelzwasserdurchflüssen geprägt wurde. Es lässt sich relativ gut das Trockenfallen eines Abflussweges dokumentieren, aber nur schlecht seine Inbetriebnahme.

Das Baruther Urstromtal ist das älteste und südlichste der weichselzeitlichen Urstromtäler. Als „äußerste Umfließungsrinne der Weichseleiszeit“ (LEMBKE 1936, S. 141) wurde es im Arbeitsgebiet dem Nordrand des Lausitzer Grenzwalles und des Flämings aufgeprägt. Dieses bedingt seine relativ hohe Lage im Vergleich mit dem Berliner und dem Eberswalder Urstromtal. Des weiteren standen bei keinem anderen Urstromtal die Schmelzwässer in so engem Kontakt mit dem Eisrand. Über weite Strecken fehlt dem Tal die Nordbegrenzung.

Für die Rekonstruktion der Entwicklung des Baruther Urstromtales ist es zunächst notwendig, die Höhenverhältnisse innerhalb des Tales zu klären.

4.3.2 Die Höhenverhältnisse im Baruther Urstromtal zwischen Lübben und Luckenwalde

Zwischen Lübben und Baruth existieren im Urstromtal Abflussflächen von 50 – 63 m ü. NN, zwischen Baruth und Luckenwalde von 45 – 75 m ü. NN. Auffällig ist, dass zwischen allen unterschiedlich hohen Terrassenflächen keine deutlichen [Seite 71↓]Terrassenkanten existieren. Lediglich bei Paplitz, im Stromschatten der Baruther Pforte gelegen, haben sich deutliche Stufen erhalten. Das Profil in Abb. 25 täuscht durch die starke Überhöhung Stufen vor. Sie sind im Gelände jedoch nicht sichtbar. Das Niveau des Urstromtales steigt von Nord nach Süd gleich einer allmählich steiler werdenden Rampe zum Fläming hin an.

Abb. 25: Profil durch das Baruther Urstromtal vom Fernneuendorfer Sander bis zum Fläming

Innerhalb des Baruther Urstromtales ist es deshalb nicht möglich, die unterschiedlich alten Terrassenflächen verschiedenen Abflussphasen zuzuordnen. Aus diesem Grunde werden die Terrassen im Urstromtal in Beziehung zu den Sandern der Brandenburger Eisrandlage bzw. zu den jüngeren Schlauchsandern gesetzt.

4.3.2.1 Die höheren Abflussflächen im Baruther Urstromtal

Die höheren Abflussflächen im Baruther Urstromtal liegen im Niveau der Sander der Brandenburger Eisrandlage bzw. höher als diese.

Der Luckenwalder Sander grenzt mit 55 m ü. NN an das Urstromtal. Die Stufe des Fernneuendorfer Sanders setzt bei 60 m ü. NN ein. Die Höhe des Baruther Sanders beträgt unmittelbar am Nordrand des Urstromtales maximal 62,5 m ü. NN. Der Brandsander fällt 1,5 km östlich der Siedlung Brand bereits bei 65 m ü. NN zum Urstromtal ab. Da in diesem Bereich der Sander kräftig unterschnitten wurde, ist der Wert wahrscheinlich zu hoch angesetzt. Etwa 62,5 bis 63 m ü. NN werden außerhalb der starken Unterschneidung erreicht (siehe beiliegende Karten nach S. 64).

Zwischen Baruth und Luckenwalde existieren im Urstromtal Terrassen bis 75 m ü. NN (Abb. 25). Sie liegen oberhalb des 60 m-Niveaus, welches der Fernneuendorfer Sander am Nordrand des Tales für die Brandenburger Eisrandlage anzeigt. Die erhaltenen Flächen im 75 m-Niveau sind bis auf die Ausnahme südlich des Schulischen Berges (Abb. 16, S. 37) nicht groß. Die Abflussflächen, die zwischen 75 [Seite 72↓]und 60 m ü. NN liegen, ziehen sich am Südrand des Urstromtales als zum Teil kilometerbreite Terrassen dahin. Durch die Schwemmkegelbildung (siehe Kap. 4.1.4, S. 35) wurden die Terrassen südlich von Lynow und Stülpe bis zu 10 m aufgehöht.

Östlich der Baruther Pforte fehlen Terrassen, die diesen Niveaus zugeordnet werden können.

Im Niveau der Sander der Brandenburger Eisrandlage finden sich sowohl westlich als auch östlich der Baruther Pforte ausgedehnte, kilometerbreite Terrassen am Südrand des Urstromtales.

An der Baruther und der Lübbener Pforte fehlen Terrassen im Niveau der älteren Sander. Dort sind nur die tieferen Abflussflächen erhalten.

4.3.2.2 Die tieferen Abflussflächen im Baruther Urstromtal

Zu den tieferen Abflussflächen werden alle Höhenniveaus im Baruther Urstromtal gezählt, die sich mit den stufenlos einmündenden jüngeren Schlauchsandern (siehe Kap. 4.2 ab S. 42) verknüpfen lassen oder die noch tiefer als diese liegen.

Die jüngeren Schlauchsander münden zwischen Lübben und Baruth bei 54–55 m ü. NN in das Baruther Urstromtal ein. Der ausgedehnte Boden des Baruther Urstromtales im 54 m-Niveau östlich von Baruth entspricht damit den tieferen Abflussflächen. Dem Urstromtal fehlt in diesem Abschnitt das Gefälle.

Westlich der Baruther Pforte mündet der Schlauchsander am Faulen Luch (siehe Kap. 4.2.2, S. 45) bei 50 m ü. NN stufenlos in das Urstromtal ein und belegt dort das entsprechende Urstromtalniveau. Die ausgedehnten Urstromtalterrassen im 50 m-Niveau lassen sich gefällefrei bis nach Luckenwalde verfolgen, wo die Situation unübersichtlich wird (siehe Abb. 26, S. 72). Der Riegel der Luckenwalder Platte (Frankenfelder Berg/Weinberge) teilt das Baruther Urstromtal in die südlich der Stadt gelegene Kolzenburger Enge und die nördliche Frankenfelder Pforte, die bereits im Rückland der Brandenburger Eisrandlage liegt. Das Niveau der südlichen Kolzenburger Enge liegt mit minimal 55 m ü. NN deutlich über dem der Frankenfelder Pforte (50 m ü. NN).

Westlich von Luckenwalde dacht sich das Niveau der tieferen Urstromtalterrassen bis auf 47 m ü. NN ab.


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Abb. 26: Die Umgebung von Luckenwalde


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Östlich von Luckenwalde befinden sich im nördlichen Baruther Urstromtal Flächen, die unterhalb 50 m ü. NN und damit tiefer als die Frankenfelder Pforte liegen. Diese Terrassen in 45 bis 50 m ü. NN dachen sich nach Norden zu drei Durchlässen ab, die aufgrund ihrer Höhenverhältnisse einen Schmelzwasserdurchbruch aus dem Urstromtal nach Norden ermöglichten.

Der westlichste Schmelzwasserdurchbruch ist die relativ schmale Berkenbrücker Talung nordwestlich von Luckenwalde (Abb. 27, S. 72). Sie setzt nördlich von Luckenwalde bei 44 m ü. NN ein und mündet bei Hennickendorf in die Beelitzer Abflussbahn. Reste des zugehörigen 45 m-Niveaus im Urstromtal finden sich großflächig zwischen Woltersdorf und Ruhlsdorf.

Abb. 27: Schmelzwasserdurchbrüche aus dem Baruther Urstromtal nach Norden zwischen Baruth und Luckenwalde

Deutlich tiefer als die Berkenbrücker Talung liegt der breite Schmelzwasserdurchbruch bei Liebätz, den heute die Nuthe benutzt. Die zugehörigen Abflussflächen im Baruther Urstromtal sind um Schöneweide großflächig ausgebildet. Von 45 m ü. NN um Schöneweide dacht sich das Niveau dieses Abflusses auf 40–42 m ü. NN bei der Einmündung in die Klausdorfer Abflussbahn ab. Der dritte Durchbruch unmittelbar westlich von Sperenberg befindet sich etwa im gleichen Höhenniveau wie die Liebätzer Talung.

In der nördlich gelegenen Klausdorfer Abflussbahn lassen sich die Durchbrüche mit Terrassen im 40–42 m-Niveau verknüpfen, die oberhalb des Bodens der Talung liegen. Sie sind am Südrand der Klausdorfer Abflussbahn, z.B. westlich von [Seite 75↓]Alexanderdorf, großflächig verbreitet und finden sich auch außerhalb des Untersuchungsgebietes in der Beelitzer Abflussbahn.

Die nächsten, weiter östlich gelegenen Schmelzwasserdurchbrüche befinden sich westlich und östlich der Müllerberge in 50 m ü. NN (Abb. 27, S. 72). Anders als bei den drei vorangegangenen Durchbrüchen weist aber das Gefälle nach Süden in das Baruther Urstromtal. Dem Urstrom floss von diesen Öffnungen Schmelzwasser zu. Das 50 m-Niveau findet sich weiter östlich auch am Südrand der Töpchiner Talung bei Lindenbrück. Dort belegen höhere Abflussflächen eine Terrassierung der Abflussbahn. Während der Boden der Talung bei Lindenbrück in 43 bis 44 m ü. NN liegt, erreichen die höheren Niveaus am Südrand etwa 50 m ü. NN. Noch weiter östlich finden sich entsprechende Abflussflächen am Innensaum der Zescher Endmoränen. Vor allem um den Großen Zeschsee bilden diese Terrassen auffällig ebene Gebiete. Die Abflussflächen bei Zesch sind in sich deutlich terrassiert und belegen eine Entwicklung der Abflusswege. Die tieferen Niveaus um 50 m ü. NN können nach Osten bis Halbe verlängert werden. Bei genauer Betrachtung der Höhenverhältnisse erkennt man innerhalb der Teupitzer Platten eine von West nach Ost verlaufende Tiefenlinie (siehe Abb. 27, S. 72). Sie setzt bei Halbe ein, ist etwa 1,5 km südlich von Teupitz nachweisbar, zieht in Richtung Lebersee, um dort in die Töpchiner Talung einzumünden.

4.3.2.3 Die Höhenverhältnisse im Baruther Urstromtal um Lübben

Für die endgültige Verlagerung des Schmelzwasserstromes aus dem Urstromtal in die nördlicheren Abflussbahnen besitzt der Abschnitt um Lübben zentrale Bedeutung. In der Umgebung der Stadt sind lediglich die jüngeren und jüngsten Abflussflächen erhalten. Terrassen der Brandenburger Eisrandlage finden sich erst 10 km westlich bzw. südlich der Stadt. Des weiteren liegt die breite Lübbener Pforte mit 50–52 m ü. NN etwas tiefer als die schmalere Neuendorfer Pforte südlich der Treppendorfer Höhe mit 53–54 m ü. NN. Der Boden beider Engstellen liegt damit tiefer als der westlich sich anschließende Urstromtalabschnitt. Es existiert ein gegenläufiges Gefälle.


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4.3.3  Die Entwicklung des Baruther Urstromtales zwischen Lübben und Luckenwalde

Da sowohl die höheren als auch die tieferen Abflussflächen im Baruther Urstromtal zweigeteilt sind, lassen sich insgesamt vier verschiedene Terrassenniveaus ausgliedern. Sie werden vier aufeinander folgenden Abflussphasen zugeordnet. Die höchsten Niveaus, die höher als die Sander der Brandenburger Eisrandlage liegen, werden mit dem Weichselmaximalvorstoß verknüpft. Diese Abflussphase wird als Ältester Baruther Urstrom bezeichnet. Die Terrassen im Niveau der Sander der Brandenburger Eisrandlage werden dem Älteren Baruther Urstrom (nach MARCINEK 1961a) zugeschrieben. Die jüngeren Abflussphasen werden Jüngerer (nach MARCINEK 1961a) bzw. Jüngster Baruther Urstrom genannt.

Alle unterschiedlich alten Abflusswege innerhalb des Urstromtales gehen stufenlos ineinander über. Scharfe Terrassenkanten fehlen. Das kontinuierliche Tieferlegen des Abflussniveaus verbunden mit dem allmählichen Trockenfallen der älteren, höheren Abflussflächen wird als Ursache dafür angesehen. Das Abgleiten des Urstromes vom Nordrand des Fläming unterstützte zwischen Baruth und Luckenwalde diesen Mechanismus.

Periglaziale Prozesse scheiden als Ursache dafür aus. Die Unterschneidungskanten an den älteren Sandern belegen, dass selbst kleinere Stufen bis in die Gegenwart Bestand haben können. Auch die Schwemmkegel der Trockentäler am Nordrand des Flämings können nicht als Erklärung herangezogen werden, da die Terrassenkanten auch dort fehlen, wo es keine Schwemmkegel gibt (z.B. östlich von Baruth).

Gleichzeitig belegen die fehlenden Terrassenkanten eine kontinuierliche Entwicklung des Baruther Urstromtales von der ältesten bis zur jüngsten Abflussphase. Ein zwischenzeitliches Trockenfallen hat es nicht gegeben. Das Baruther Urstromtal war daher in seiner ganzen Länge einmalig in Funktion. Es folgten aber während der einmaligen Betriebszeit mehrere Abflussphasen aufeinander.

4.3.3.1 Der Älteste Baruther Urstrom

Die Abflussflächen des Weichselmaximalvorstoßes dokumentieren bereits den Höhepunkt der weichselzeitlichen Vergletscherung. Aus den dargelegten Höhenverhältnissen kann die Inbetriebnahme des Baruther Urstromtales nicht [Seite 77↓]rekonstruiert werden. Beim Vorrücken des weichselzeitlichen Gletschers müssen auch nördlich des Urstromtales urstromtalähnliche Abflusswege existiert haben, die dann vom Inlandeis überfahren wurden. Auch dafür fehlen Belege.

Der Älteste Baruther Urstrom floss zwischen Baruth und Luckenwalde unmittelbar am Nordrand des Flämings, da die nördlicheren Bereiche vom Inlandeis blockiert waren. Westlich von Baruth wird aus dem Fehlen entsprechender Abflussflächen auf einen seeartigen Rückstau des Urstromes zu dieser Zeit geschlossen.

Der zunächst in 75 m ü. NN fließende Urstrom verlagerte sich mit dem einsetzenden Rückschmelzen des Eises allmählich nach Norden, da das Eis tieferes Gebiet freigab. Gleichzeitig schnitt er sich bis auf 60 m ü. NN ein.

Abb. 28: Abflusswege des Ältesten und Älteren Baruther Urstromes im Baruther Urstromtal zwischen Baruth und Luckenwalde

4.3.3.2 Der Ältere Baruther Urstrom

Die Zeit des Älteren Baruther Urstromes bildet die zweite Hauptabflussphase innerhalb des Baruther Urstromtales während der Brandenburger Eisrandlage (siehe Abb. 28, S. 74). Das allmähliche Abfallen der Höhen der Sanderflächen am Nordrand des Urstromtales von Ost nach West belegt das Gefälle des Urstromes zu dieser Zeit.

Da alle tieferen Sanderniveaus, die mit einer deutlichen Stufe an das Urstromtal [Seite 78↓]grenzen, ebenfalls zur Brandenburger Eisrandlage gehören (siehe Kap. 4.2.3, S. 47), werden die entsprechenden Abflussniveaus im Baruther Urstromtal auch der Eisrandlage zugeordnet. Demnach muss das Niveau des Urstromtales zur Zeit der Brandenburger Eisrandlage mit mehreren Höhenangaben wiedergeben werden. Östlich von Baruth liegt es etwa bei 63 bis 56 m ü. NN, westlich davon bei 60 bis 55 m ü. NN. Südlich von Luckenwalde passierte der Ältere Baruther Urstrom die Kolzenburger Enge minimal bei 55 m ü. NN. Westlich von Luckenwalde dacht sich das Niveau auf unter 55 m ü. NN ab. Diese Angaben belegen, dass sich das Urstromtal auch während der Brandenburger Eisrandlage weiterentwickelte und seinen Boden tieferlegte.

4.3.3.3  Der Jüngere Baruther Urstrom

Auch nach Aufgabe der Brandenburger Eisrandlage war das Baruther Urstromtal aktiv. Von den jüngeren Schlauchsandern floss dem Tal weiterhin Schmelzwasser zu. Da die Schlauchsander nach Norden in die Luft ausstreichen, entwässerte der Jüngere Baruther Urstrom innerhalb des Arbeitsgebietes keine Eisrandlage.

Das Niveau des Jüngeren Urstromtales beträgt östlich von Baruth etwa 55–54 m ü. NN, westlich der Stadt dacht es sich bis auf 50 m ü. NN ab (Abb. 30, S. 77).

Der Jüngere Urstrom durchbrach bereits die Brandenburger Eisrandlage. Er passierte die Engstelle um Luckenwalde nicht mehr südlich, sondern nördlich der Stadt durch die Frankenfelder Pforte (siehe Abb. 29, S. 77). Die Kolzenburger Enge fiel damit im Niveau von 55 m ü. NN trocken. Sie gehört damit zu den höheren, älteren Terrassen. Das untere Urstromtalniveau ist südlich von Luckenwalde nicht vorhanden.

Die Aufhöhung der Kolzenburger Enge durch eine Schwemmkegelakkumulation der Nuthe (nach MARCINEK 1961a) kann aufgrund folgender Fakten ausgeschlossen werden:


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Abb. 29: Morphologische Karte der Umgebung von Luckenwalde


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Folgendes Modell wird für die Entwicklung des Baruther Urstromtales um Luckenwalde als wahrscheinlich angesehen:

Zur Zeit des Maximalvorstoßes und der Brandenburger Eisrandlage lag das Inlandeis an der Luckenwalder Platte. Die Schmelzwässer mussten sich einen Weg südlich von Luckenwalde suchen. Diese älteren Abflüsse entwässerten in einem Niveau von 65–55 m ü. NN (siehe Abb. 29, S. 77). Als das zurückschmelzende Eis den Kontakt zur Luckenwalder Platte verlor, gab es die tiefer gelegene Frankenfelder Pforte frei, die die Schmelzwässer des Urstromes anzog. Die höhere Urstromtalfläche südlich und südwestlich der Stadt fiel dadurch trocken. Das Schmelzwasser floss noch längere Zeit durch die Frankenfelder Pforte nördlich der Weinberge und schnitt den Durchbruch bis auf das 50 m-Niveau des Jüngeren Urstromes ein. Mit dem weiteren Zurückweichen des Eises wurden weiter nördlich noch tiefere, jüngste Abflusswege frei, die die Aufgabe des Urstromtals ankündigten. Es ist folgerichtig, dass die Nuthe, dem stärksten Gefälle folgend, sehr schnell ihren Weg östlich an der Luckenwalder Platte vorbei nahm. Aufgrund des relativ ausgeglichenen Gefälles kam es nicht zur Herausbildung eines morphologisch erkennbaren Schwemmkegels.

4.3.3.4  Der Jüngste Baruther Urstrom

Alle Abflussflächen, von denen die Schmelzwässer aufgrund ihrer Höhenlage nicht mehr über die Frankenfelder Pforte abfließen konnten, werden dem Jüngsten Baruther Urstrom zugerechnet.

Mit dem Niederschmelzen des Inlandeises wurde das tief gelegene Rückland der Brandenburger Eisrandlage eisfrei und zog die Schmelzwässer an. Der Baruther Urstrom verließ das Urstromtal innerhalb des Arbeitsgebietes über drei Durchbrüche nach Norden, die Berkenbrücker, die Liebätzer und die Sperenberger Abflussbahn (Abb. 30, S. 77). Sie waren nacheinander von West nach Ost in Funktion.

Aufgrund der geringen Höhenunterschiede zwischen den einzelnen Durchbrüchen nach Norden wird die Existenz von mehr oder minder beständigen Bifurkationen während der Verlagerung des Urstromes als wahrscheinlich angesehen. Die Übergänge zwischen den einzelnen Phasen waren fließend.


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Abb. 30: Abflusswege des Jüngeren und Jüngsten Baruther Urstromes zwischen Lübben und Luckenwalde

Innerhalb der Teupitzer Platten gab gleichzeitig eine Tiefenzone den Weg frei für den ersten urstromähnlichen Abfluss, der das lokal anfallende Schmelzwasser nicht mehr zentrifugal, sondern parallel zum Eisrand abführte (siehe Abb. 30). Zahlreiche Kuppen und geschlossene Hohlformen innerhalb des Abflussweges belegen, dass sich das Wasser noch zwischen und über Eisblöcken seinen Weg bahnen musste. Die in der Toteisaustaulandschaft zwischen Neuendorf und dem Teupitzer See häufig anstehenden Feinsande und Grobschluffe sprechen dort für glazilimnische Verhältnisse. An den Müllerbergen mündete dieser Abfluss in das Urstromtal ein.

4.3.3.5  Die Entwicklung der glazifluvialen Abflussverhältnisse um Lübben – Das Trockenfallen des Baruther Abschnittes

Die Höhenverhältnisse um Lübben lassen sich nur mit einem weichselzeitlichen Eisvorstoß bis an die Treppendorfer Höhe erklären. Die Lübbener und Neuendorfer Pforte zusammen bilden keine Engstelle innerhalb des Urstromtales. Mit über 10 km Breite hätte der Urstrom genügend Platz gehabt, um höhere Abflussflächen zu erhalten. Lediglich an Engstellen (z.B. Baruth) wurden alle höheren Niveaus erodiert. Aufgrund der Blockierung der Lübbener Pforte durch das Inlandeis war jedoch nur die schmale Neuendorfer Pforte offen. Die Schmelzwässer aller vier Abflussphasen des Baruther Urstromes flossen durch die Neuendorfer Engstelle in Richtung Baruth [Seite 82↓]und damit südlich an der Treppendorfer Höhe vorbei (Phase 1 Abb. 31).

Die tiefe Lage der Lübbener Pforte wurde durch Schmelzwässer erzeugt, die ihren Abfluss in Richtung Unterspreewald hatten. Mit dem Rückschmelzen des Eises öffnete sich die Niederung des Unterspreewaldes und die Schmelzwässer brachen nach Norden durch. Dabei erfolgten die älteren Abflüsse nach Norden sowohl westlich als auch östlich der Treppendorfer Höhe, die nur zu dieser Zeit eine „Insel“ im Urstrom war (Phase 2a). Entsprechende Terrassenniveaus in 52 m ü. NN finden sich sowohl westlich der Höhe als auch östlich davon bei Biebersdorf. Der längere Weg westlich um die Treppendorfer Höhe herum wurde mit dem Tieferlegen des Abflussniveaus aufgegeben, so dass nur noch der östliche Weg in Funktion war.

Mit der Abflussphase 2a fiel das Urstromtal im Baruther Abschnitt trocken.

Abb. 31: Die Entwicklung der glazifluvialen Abflussverhältnisse um Lübben

4.3.4 Die Entwicklung der Schmelzwasserabflussbahnen zwischen dem Baruther und dem Berliner Urstromtal

4.3.4.1 Einführung

Die Entwicklung der Schmelzwasserabflussbahnen zwischen dem Baruther und dem Berliner Urstromtal beginnt mit dem Jüngsten Baruther Urstrom. Abgesehen von den Durchbrüchen bei Berkenbrück, Liebätz und Sperenberg setzen alle jüngeren Abflusswege im Arbeitsgebiet mit der Niederung des Unterspreewaldes ein.


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Abb. 32: Die Entwicklung der proglazialen Abflusswege zwischen dem Baruther und Berliner Urstromtal


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Die Gliederung der Abflussphasen nördlich des Baruther Urstromtales erfolgt nach den möglichen Abflusszielen, in deren Richtung die Schmelzwässer das Untersuchungsgebiet nach Westen bzw. nach Norden verlassen konnten. Als Abflussziele kamen in Frage:

  1. die Beelitzer Abflussbahn (minimal 40–42 m ü. NN)
  2. die Trebbin-Potsdamer Abflussbahn (minimal 35 m ü. NN)
  3. das Berliner Urstromtal (minimal 35 m ü. NN aber stärkeres Gefälle als 2.)

Nach den Höhenverhältnissen waren die Abflussziele in der aufgeführten Reihenfolge nacheinander aktiv.

4.3.4.2 Die Abflussphase in Richtung Beelitz

Der Beginn dieser Abflussphase wurde bereits im Kapitel 4.3.3.4 besprochen (Phase 2a – siehe Abb. 30, S. 77). Am Unterspreewald sind die höchsten Terrassen an den Krausnicker Bergen erhalten. Südlich von Groß Wasserburg zieht sich eine zum Teil überdünte Terrasse zwischen 47 und 50 m ü. NN dahin. Sie wurde bereits von LEMBKE (1936) erwähnt. Entsprechende Flächen finden sich auch südlich von Biebersdorf in 52 m ü. NN (Abb. 31, S. 78).

Da aus dem Norden die Kehrigker Talung im Niveau von maximal 48 m ü. NN in die Niederung des Unterspreewaldes einmündet (Abb. 32, S. 80), floss von dort Schmelzwasser zu. In der Brieschter Talung lassen sich keine höheren Terrassenflächen nachweisen, die einen Abfluss zu dieser Zeit belegen.

In der Talsandfläche von Märkisch Buchholz finden sich Terrassenreste südlich der Katzenberge, südöstlich des Streganzer Berges und um Halbe in Höhen von 43 bis 45 m ü. NN. Sie werden mit den Terrassen an den Krausnicker Bergen verknüpft. Nach Westen schließt sich die 43–44 m ü. NN gelegene Töpchiner Talung an. Sie leitet über zur Klausdorfer Abflussbahn. Während dieser Abflussphase (Phase 2b) wurden in der Klausdorfer Abflussbahn weiterhin die älteren Terrassen zwischen 40 und 42 m ü. NN gebildet.

Der Autor weist an dieser Stelle auf Probleme bei der bisherigen Interpretation der Beelitzer Abflussbahn hin. Der Boden des Abflussweges hat von Blankensee (35 m ü. NN) bis zu seiner Einmündung in das Urstromtal bei Brück (42 m ü. NN) ein [Seite 85↓]gegenläufiges Gefälle von 7 m. Lediglich höhere, gefällefreie Terrassen, die südlich von Beelitz und zwischen Schäpe und Alt Bork ausgebildet sind (40–42 m ü. NN), stimmen in ihrer Höhe weitgehend mit dem Niveau des Urstromtales bei Brück überein. Sie können die Existenz des von LEMBKE (1936) erstmals beschriebenen Abflussweges vom Unterspreewald nach Beelitz belegen. Der Boden der Talung ist jedoch jünger und wurde nicht von Schmelzwässern gebildet, die in Richtung Brück abflossen.

4.3.4.3 Die Abflussphase in Richtung Potsdam

Die unteren Niveaus der Klausdorfer Abflussbahn liegen mit 37–40 m ü. NN tiefer als der Brücker Abschnitt des Baruther Urstromtales. Ein gleichsinniges Gefälle ergibt sich über Durchlässe am Blankensee und über die Kliestower Talung nach Norden in Richtung Potsdam (Phase 3a, siehe Abb. 32, S. 80). Das Niveau der Durchlässe spricht, ähnlich dem Jüngsten Baruther Urstrom, für eine Verlagerung der in Betrieb befindlichen Durchbrüche von West nach Ost. Die Kliestower Talung – etwa 37 m ü. NN gelegen – war länger in Betrieb als der 40 m ü. NN hohe Durchbruch am Blankensee.

Die von BERENDT (1880) erstmals erwähnte Saalow-Christinendorfer Abflussbahn liegt mit 37–35 m ü. NN tiefer als die Klausdorfer Abflussbahn. Der Boden der Töpchiner Talung südlich von Wünsdorf lässt sich bis nach Saalow verfolgen. Der erste Zufluss zur Saalow-Christinendorfer Abflussbahn erfolgte demnach über die Töpchiner Talung (Phase 3b).

Tiefer als die Töpchiner Talung am Teupitzer See (43–44 m ü. NN) liegen die Durchlässe im Norden der Talsandfläche von Märkisch-Buchholz (siehe Abb. 32, S. 80). An allen drei Pforten sind Terrassen im Niveau von 40 m ü. NN erhalten. Die von LEMBKE (1936) beschriebenen Terrassenflächen von Schöneiche wahren die Kontinuität des Gefälles bis Saalow, da in der intensiv durch ausschmelzendes Toteis gestörten Zossener Niederung keine Abflussflächen nachweisbar sind. In der Phase 3c verließ der Urstrom die Talsandfläche von Märkisch-Buchholz über die drei nördlich gelegenen Durchlässe. Sie waren gleichzeitig aktiv.

Die ausgedehnten Abflussflächen im 40 m-Niveau im Norden der Talsandfläche von Märkisch-Buchholz lassen sich nach Südosten bis zum Unterspreewald verfolgen, [Seite 86↓]wo sie in einem Niveau von 45 m ü. NN liegen. Dort belegen sowohl die Kehrigker Talung mit tieferen Niveaus in 45 m ü. NN als auch die im gleichen Niveau liegende Brieschter Talung Zuflüsse von Schmelzwasser aus Nord und Ost. Sie werden der Phase 3b zugeordnet.

Die Kehrigker Talung streicht nach Norden in die Luft aus. Die nördlich gelegenen Abflussbahnen liegen mit Höhen von 38–40 m ü. NN deutlich tiefer (siehe Abb. 32, S. 80). Sie dachen sich außerdem nach Westen ab. Weiterhin werden südöstlich von Storkow die Höhenverhältnisse durch Dünen stark verwischt. Nördlich von Storkow steigt das Niveau der Talsandfläche nach Norden an.

Nach dem Trockenfallen der Kehrigker Talung entstand die Streganzer Talung. Ein Zufluss aus Richtung Osten, aus dem Scharmützelseegebiet, und aus dem Norden vom Berliner Urstromtal ist möglich. Damit deutet sich in dieser Phase (Phase 3c) die Existenz des Berliner Urstromtales an. Die höheren Terrassen des Berliner Urstromtales bei Fürstenwalde liegen in einem vergleichbaren Niveau mit den Abflussflächen um Storkow. Es scheint, dass der Abfluss zur Zeit des Oberen Berliner Urstromtales zumindest teilweise, vielleicht sogar vollständig, südlich um Berlin herumführte.

Bisher nicht in der Literatur beschrieben, obwohl auf dem Kartenbild sehr deutlich zu erkennen, sind die Mittenwalder und die Rangsdorf-Thyrower Abflussbahn. Der Boden der Mittenwalder Talung in 36–37 m ü. NN lässt sich nach Osten bis in das Berliner Urstromtal verfolgen. In westlicher Richtung wird er mit der Rangsdorf-Thyrower Abflussbahn verbunden, da er tiefer liegt als der Beginn der Saalow-Christinendorfer Abflussbahn bei Saalow. An der Thyrower Pforte mündet die Rangsdorf-Thyrower Abflussbahn in die Saalow-Christinendorfer Talung ein. In den ausgedehnten Talsandgebieten zwischen Königs-Wusterhausen und Prieros gehen die Niveaus der eben genannten Abflussbahnen stufenlos in die Abflusswege über, die sich nach Süden über Prieros (39 m ü. NN) und Märkisch-Buchholz (40–42 m ü. NN) bis zum Unterspreewald (45 m ü. NN) verlängern lassen.

Der Abflussweg über die Mittenwalder Abflussbahn wird der Phase 3d zugerechnet (Abb. 32, S. 80). Er bildet den nördlichen Zweig der jüngsten Abflussphase in Richtung Potsdam. Der südliche Zweig, der zeitgleich in Betrieb war, führte aus dem Unterspreewald über die Talsandflächen von Märkisch Buchholz und Gräbendorf [Seite 87↓]nach Rangsdorf und Thyrow. Im Norden der Märkisch-Buchholzer Talsandfläche war der Abfluss weiterhin durch alle drei Pforten aktiv.

4.3.4.4  Der Abfluss vom Unterspreewald in Richtung Berlin

Die Abflusswege in Richtung Potsdam und in Richtung Berlin liegen etwa im gleichen Höhenniveau. Dennoch dachen sich die Abflussflächen um Königs-Wusterhausen nach Norden mit 35 m etwas tiefer ab, als diejenigen nach Westen. Der breite Durchbruch östlich der Senziger und der Niederlehmer Platte liegt höher (siehe Abb. 32, S. 80). Weiter nach Süden lassen die tiefsten Abflusswege über die Hinterseepforte bis in die Talsandfläche von Märkisch-Buchholz verfolgen. Die Böden der Prieroser und der Försterseepforte liegen mit 39 m ü. NN etwas höher als der der Hinterseepforte bei Pätz mit 37 m ü. NN. Über die Klein Köriser Abflussbahn (BÖTTNER 1999) wird das tiefste glazifluviale Abflussniveau im Gebiet des heutigen Unterspreewaldes gesucht. Die Spree benutzt heute im Unterspreewald das tiefste Niveau innerhalb der Talsandniederung.

Der finale Schmelzwasserabfluss im Arbeitsgebiet (Phase 4, S. 80) verlief vom heutigen Unterspreewald über die Talsandfläche von Märkisch-Buchholz (Klein Köriser Abflussbahn), die Hinterseepforte und die Zeesen-Zeuthener Abflussbahn in das Berliner Urstromtal.

Durch welche Mechanismen das Baruther Urstromtal endgültig trockenfiel und sich der gesamte Schmelzwasserabfluss in das Berliner Urstromtal verlagerte, kann innerhalb des Arbeitsgebietes nicht geklärt werden. Es bleibt das Problem, dass die jüngsten Abflusswege aus Richtung Unterspreewald gleichsohlig in das untere Niveau des Berliner Urstromtales einmünden. Beide Talböden müssen daher als weitgehend gleichaltrig aufgefasst werden. Die Herkunft der Schmelzwässer, die den jüngsten Abfluss vom Unterspreewald in Richtung Berlin bildeten, bleibt spekulativ. Die Lösung für des Problems ist nach Meinung des Autors in den Urstromtalungen jenseits der Neiße in Polen zu suchen.

4.3.4.5 Gemeinsamkeiten der Abflussbahnen zwischen dem Baruther und dem Berliner Urstromtal

Wie beim Baruther Urstromtal beschrieben, grenzen auch hier die unterschiedlich hoch gelegenen Terrassen nicht mit ausgeprägten Stufen aneinander. Es wird davon [Seite 88↓]ausgegangen, dass zunächst die Abflussbahnen in ihrer vollständigen Breite durchflossen wurden. Mit fortschreitendem Einschneiden der Schmelzwasserströme flossen diese zunehmend gebündelter ab und ließen allmählich große Flächen trocken fallen. Dieser Mechanismus wird innerhalb aller terrassierten Abflussbahnen als gültig angesehen. Das Fehlen scharfer Terrassenkanten innerhalb der Urstromtalungen bedeutet aber nicht das Fehlen von Unterschneidungskanten zu benachbarten Platten. Diese sind sehr wohl vorhanden, wenn auch nicht zahlreich.

Der Übergang von den Platten in die Abflussbahnen ist meistens sanft ausgebildet. Kräftige Unterschneidungen, wie z.B. an den Streganzer Bergen, finden sich selten (siehe Abb. 32, S. 80). Der von BERENDT (1880) verwendete Ausdruck „Auswaschungsthäler“ ist in diesem Sinne nicht zutreffend, da kaum erodiert wurde. Vielmehr müssen die Verhältnisse im Arbeitsgebiet mit denen in Westbrandenburg verglichen werden. WEISSE (zuletzt 1997) deutet die Entstehung des dortigen Mosaiks aus Platten und Talsandniederungen mit der Verschüttung tiefliegender Platten durch die Schmelzwassersande und -kiese. Inselartig ragen heute lediglich die höchsten Bereiche der verschütteten Glaziallandschaft hervor.

Die Niveaudifferenzen zwischen benachbarten Abflusswegen betragen zum Teil weniger als einen Meter. Die Existenz von Bifurkationen muss daher angenommen werden. Die Übergange zwischen den einzelnen Abflussphasen waren fließend.

Die schnelle Verlagerung des Schmelzwasserabflusses aus dem Urstromtal nach Norden bedingt einen intensiven Kontakt der Schmelzwässer zu noch vorhandenen Resten stagnierenden Inlandeises. Das ermöglichte die Verschüttung der Eisblöcke und ihre Konservierung als Toteis. Die Talsandgebiete begünstigten daher die Entstehung der Seen. Es ist sehr auffällig, dass fast alle natürlichen Seen im Arbeitsgebiet vollständig oder teilweise innerhalb von Urstromtalungen liegen. Seen innerhalb von Platten, wie die Heideseen an den Krausnicker Bergen, bilden eher die Ausnahme und sind ebenfalls an die Verschüttung von Eisblöcken gebunden.

4.3.5 Der Aufschluss im Baruther Urstromtal entlang der Erdgastrasse

Der Bau der Erdgastrasse (Abb. 11, S. 32) ermöglichte einen kilometerlangen Einblick in die Sedimente des Urstromtales.

Während nördlich von Klein Ziescht, im Bereich der jüngeren Abflusswege, das [Seite 89↓]Urstromtal großflächig, aber geringmächtig vermoorte, stehen am Südrand des Tales die Talsande an der Erdoberfläche an. Auf diesen bildete sich meist ein Gley.

Auffälligstes Merkmal des gesamten Profiles war der homogene Aufbau der Urstromtalsande. Sie lagen meist als Mittel- bis Grobsand, am Südrand aber auch gröber vor. Dort fanden sich vereinzelt Mittel- bis Grobkiese.

Während der Unterquerung des Buschgrabens (H 5769 325 R 5399 175) wurde die Trasse bis zu 6 m tief ausgehoben. An der Sohle kam neben dem feinen auch sehr grobes, zum Teil grobkiesiges Material zum Vorschein. Die homogene Lagerung der hangenden Urstromtalsedimente darf nicht auf die liegenden übertragen werden. Auch der Großaufschluss der Erdgastrasse schnitt die jeweils hangenden und damit jüngsten Abschnitte der Urstromtalsedimente an. Die feinen, oberen Talsande werden während der jüngsten Abflüsse abgelagert. Auf dem Höhepunkt der Entwicklung konnte durch den Urstrom grobes bis sehr grobes Material bewegt werden. Dieses findet sich aber nicht an der Erdoberfläche.

Abb. 33: Parallelgeschichtete Sande im Urstromtal nördlich von Klein Ziescht


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Die Urstromtalsande lagerten im Aufschluss meist in Parallelschichtung, seltener in Kleinrippelschichtung. An der Unterquerung der Eisenbahnstrecke Berlin – Dresden (H 5768 100 R 5399 275) konnte die Schüttungsrichtung der Talsande an solchen Rippeln mit SE – NW bestimmt werden.

Im gesamten Profil finden sich häufig Periglazialerscheinungen, vor allem Eiskeilpseudomorphosen und Kryoturbationen.

Abb. 34: Eiskeilpseudomorphosen im Baruther Urstromtal

Abb. 34 stammt von der Unterführung der Strecke Berlin – Dresden. Die Pseudomorphosen enden etwa 1 m unterhalb der Erdoberfläche. Die darüber befindlichen Sande lagern ungestört und sind jünger als die Eiskeile. Die Horizontalschichtung in den hangenden Sanden spricht für eine äolische Akkumulation derselben. Diese Sande ließen sich innerhalb des gesamten Aufschlusses im Urstromtal nachweisen. Die Oberfläche des Urstromtales wurde demnach flächendeckend periglazial umgeformt. Von Bedeutung ist dieser Fakt bei der Rekonstruktion der Höhenverhältnisse in allen Urstromtalungen.

Die auf dem Foto in Abb. 33 (S. 84) scheinbar ungestörten Sande sind im Detail deutlich kryoturbat gestört (Abb. 35). Eine Feinschichtung ist nicht mehr zu erkennen.


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Abb. 35: Kryoturbat gestörte Grobschluffschicht in den Urstromtalsanden nördlich von Klein Ziescht

Abb. 36: Mit periglazial-fluvialen Sanden und Kiesen überschüttete Urstromtalsande bei Radeland


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Am Übergang vom Baruther Urstromtal zum Sander bei Radeland konnte eine geringmächtige Überschüttung (1–2 m) der Urstromtalsande mit grobem Material festgestellt werden (Abb. 36). Bei den Sedimenten handelt es sich um periglaziale Schwemmkegelbildungen, die vom Radeländer Schlauchsander aus geschüttet wurden (siehe auch Kap. 4.2.3 ab S. 47). Nach seinem Trockenfallen war der jüngere Schlauchsander ein periglaziales Tal. Die heutige Vegetationsgrenze Kiefernwald – Feuchtwiese bei Radeland zeichnet nicht die Grenze Sander – Urstromtal nach, sondern die Grenze Schwemmkegel – Urstromtal.

4.3.5.1 Der Kontakt Baruther Urstromtal – Fläming bei Klein Ziescht

Am Südrand des Urstromtales wurde der Übergang vom Baruther Urstromtal zum Fläming aufgeschlossen. Die Höhe des Aufschlusses, 63 m ü. NN, datiert dessen Entstehungszeit auf den Höhepunkt der Brandenburger Eisrandlage. Abflussflächen der Brandenburger Eisrandlage und des Weichselmaximalvorstoßes oberhalb 60 m ü. NN sind dort jedoch nicht erhalten. Der geologische Kontakt Fläming – Urstromtal befindet sich oberhalb des Urstromtalbodens an einem Hang, der morphologisch bereits dem Fläming zugerechnet werden müsste.

Das Liegende des Aufschlusses bildet ein stark angewitterter Geschiebelehm (Abb. 37, S. 88). Seine Farbe schwankt von hellgrau bis rotbraun. Durch die Stauwasserbeeinflussung wirkt er marmoriert. Im Hangenden des Tills haben sich die solifluidal umgelagerten Reste einer Bodenbildung erhalten. Sie lassen sich durch den deutlichen Gehalt an organischer Substanz gut ausgliedern. Den fossilen Boden überlagert feinschluffiges Material. Erst darüber folgen die mittelsandigen Talsande.

Die Bodenreste sind lediglich an der Grabensohle erhalten. In den hangenden Bereichen wurden sie zerstört, weil Till auf die Bodenreste, die Feinschluffe und die Urstromtalsande gerutscht ist. Die erhaltenen Bodenreste sowie die Feinschluffe wurden dadurch gestört. Eine Schichtung konnte innerhalb des Schluffpaketes nicht nachgewiesen werden (Abb. 38, S. 89). Die Urstromtalsande, meist Mittel- bis Grobsande, lagern nördlich des Kontaktes zum Till in Parallelschichtung. Doch am unmittelbaren Übergang zwischen Fläming und Urstromtal wurden die söhlig lagernden Schichten durch die Rutschungen des Geschiebelehms steil aufgerichtet und vom Till überdeckt.


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Abb. 37: Der Kontakt Baruther Urstromtal – Fläming bei Klein Ziescht


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Abb. 38: Detailaufnahme des Kontaktes Baruther Urstromtal – Niederer Fläming

Der Aufschluss belegt die Wiederholung der Rutschung mit fortschreitender Sedimentation im Urstromtal. So verzahnen sich fingerartig Urstromtalsande und umgelagerter Geschiebelehm.

Abgeschlossen wird das Profil von einer teilweise gekappten Parabraunerde, die sich auf dem umgelagerten Geschiebelehm entwickelte. Im Hangenden der an der Oberfläche anstehenden Urstromtalsande bildete sich eine podsolierte Braunerde.

Der Aufschluss liefert wertvolle Hinweise zur Genese des Baruther Urstromtales in diesem Abschnitt:

Tab. 5: Ergebnisse der 14C-Analyse von Bodenmaterial im Liegenden der Talsande im Baruther Urstromtal.

Hv

Probenbez.

Material

Tiefe m

δ13C ‰

14C-Alter Jahre v. h.

kalibriertes Zeitinterv. cal ...

23972

Kl. Ziescht 4

Bodenmaterial

3,50

-

10115 ± 400

BC 10490–9005

23973

Kl. Ziescht 6

Bodenmaterial

3,50

-

16925 ± 970

BC 19410–16875

4.3.6 Zusammenfassung der Forschungsergebnisse zur Entwicklung der Urstromtalungen im Jungmoränenland südlich Berlins

Das Baruther Urstromtal entwickelte sich zwischen Lübben und Luckenwalde in vier kontinuierlich aufeinanderfolgenden Abflussphasen, zwischen denen kein Trockenfallen des Urstromtales erfolgte. Aus diesem Grunde wird der von LIEDTKE (1957) geprägte Begriff des mehrmaligen Durchflusses abgelehnt, da er ein zwischenzeitliches Trockenfallen des Urstromtales suggeriert.


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Das Baruther Urstromtal war innerhalb des Arbeitsgebietes einmalig, aber mehrphasig in Betrieb.

Abb. 39: Die Abflussphasen im Baruther Urstromtal zwischen Lübben und Baruth

Die älteste nachweisbare Abflussphase, der Älteste Baruther Urstrom, wird erstmals beschrieben. Sie entwässerte den Weichselmaximalvorstoß. Die entsprechenden Terrassen sind zwischen Baruth und Luckenwalde am Südrand des Tales in 75 bis 60 m ü. NN Höhe erhalten. Dort wurde durch die Einengung des Tales am Flämingnordrand kräftig erodiert und vorhandene Täler gekappt. Östlich von Baruth existierte zu dieser Zeit eine seenartige Verbreiterung des Urstromes.

Die nächst jüngeren Abflussflächen der Brandenburger Eisrandlage finden sich großflächig am Südrand des Urstromtales. Östlich von Baruth befindet sich das Niveau des Älteren Baruther Urstromes in 63 bis 56 m ü. NN Höhe; westlich der Stadt bei 60 bis etwa 55 m ü. NN.

Die dritte Abflussphase, der Jüngere Baruther Urstrom, entwässerte im Arbeitsgebiet keine eigene Randlage. Er stellt den Abflussweg der Schmelzwässer dar, die beim Rückschmelzen des Inlandeises von der Brandenburger Eisrandlage anfielen. Die Abflussflächen des Jüngeren Urstromes liegen zwischen Lübben und Baruth bei 56 bis 54 m ü. NN Höhe und zwischen Baruth und Luckenwalde bei 55 bis 50 m ü. NN. Der Jüngere Urstrom durchbrach nördlich der Luckenwalder Weinberge [Seite 97↓]die Brandenburger Eisrandlage und passierte nicht mehr, wie die älteren Abflüsse, die südlich gelegene Kolzenburger Enge.

Die vierte Abflussphase, der Jüngste Baruther Urstrom, kündigte das Trockenfallen des Urstromtales an. Er floss innerhalb des Arbeitsgebietes bereits in nördliche Richtung und benutzte dafür drei vorgezeichnete Durchlässe zwischen Luckenwalde und Baruth im Niveau zwischen 45 und 40 m ü. NN. Nördlich des Baruther Tales bildeten sich zeitgleich die ersten Teilstücke der jüngeren Schmelzwasserabflussbahnen aus.

Um Lübben benutzte der Baruther Urstrom ausschließlich die südlich der Stadt gelegene Neuendorfer Pforte. Die nördlich der Stadt gelegenen Talsandflächen waren zu dieser Zeit mit dem Inlandeis plombiert. Diese Flächen gingen erst mit dem Zurückschmelzen des Eises und der Verlagerung des Abflusses in Richtung Unterspreewald in Funktion.

Südöstlich von Baruth, bei Klein Ziescht, wurde aus den Resten einer Bodenbildung unterhalb der Urstromtalsande organisches Material geborgen. Eine Radiokarbondatierung des Materials ergab ein kalibriertes Alter von 18.875–21.410 (Mittelwert 20.142) Jahren vor heute. Dieses Alter gibt das Höchstalter des Weichselmaximalvorstoßes an. Eine Kontamination der Probe mit jüngerem Material ist allerdings möglich.

Die Entstehung der Schmelzwasserabflussbahnen nördlich des Baruther Urstromtales wurde durch die tiefe Lage des Rücklandes der Brandenburger Eisrandlage vorgegeben. Daher wirkten die Schmelzwässer eher verschüttend als erosiv. Die Entwicklung verlief, vom Unterspreewald ausgehend, über die Talsandfläche von Märkisch-Buchholz in drei Hauptphasen mit den Abflusszielen Beelitz, Potsdam und Berlin.

Der Abfluss in Richtung Beelitz erreichte über die Töpchiner, Klausdorfer und Beelitzer Abflussbahn bei Brück wieder das Baruther Urstromtal. Um Beelitz bereitet das gegenläufige Gefälle der Urstromtalung Probleme bei der Interpretation.

Besonders während der Abflussphase in Richtung Potsdam verlagerte sich der Abflussweg der Schmelzwässer mehrmals. Während dieser Phase waren nacheinander und zum Teil synchron von Süd nach Nord fast alle Abflusswege [Seite 98↓]zwischen dem Baruther und Berliner Urstromtal in Funktion. Ab dieser Abflussphase wurde das Berliner Urstromtal östlich Berlins aktiviert. Es war mit dem Baruther Urstromtal bis zum Oberspreewald gleichzeitig aktiv.

Der jüngste glazifluviale Abflussweg verlief vom heutigen Unterspreewald über die Klein Köriser Abflussbahn (nach BÖTTNER 1999), die Hinterseepforte und die Zeesen-Zeuthener Abflussbahn in das Berliner Urstromtal.

Keinem Abflussweg zwischen dem Baruther und dem Berliner Urstromtal kann eine Eisrandlage oder eine entsprechende Bildung zugeordnet werden. Sie führten lediglich das Schmelzwasser ab, welches beim Rückschmelzen von der Brandenburger Eisrandlage anfiel.

Alle unterschiedlich alten Abflussflächen innerhalb der Urstromtalungen gehen stufenlos ineinander über. Scharfe Terrassenkanten fehlen. Dieses Phänomen wird mit der räumlichen Einengung des Abflusses in den Abflussbahnen bei gleichzeitiger Tieferschaltung des Abflussniveaus erklärt. Die höheren Niveaus fielen allmählich trocken. Im Baruther Urstromtal unterstützte das Abgleiten des Urstromes vom Fläming diesen Effekt.

Nach dem Trockenfallen überprägten periglaziale Prozesse die Urstromtalungen, z.B. durch Kryoturbation und die Bildung von Eiskeilpseudomorphosen. Außer den morphologisch erkennbaren Dünen bildete sich in den Urstromtalungen eine Decke aus äolisch umgelagerten Sanden. Vor den gekappten periglazialen Tälern am Nordrand des Flämings wurden kleinere Schwemmkegel akkumuliert. Die Nuthe bildete jedoch keinen erkennbaren Schwemmkegel aus. Bei dem bisher als Nutheschwemmkegel angesprochenen Gebiet südwestlich von Luckenwalde handelt es sich um das ältere Urstromtalniveau.

4.4 Die Oberflächenformen der Platten im Jungmoränenland südlich Berlins

4.4.1 Einführung

Neben den Urstromtalungen bestimmen die zahlreichen kleineren und größeren Platten das Erscheinungsbild des Arbeitsgebietes. Sie stellen die exponierten Teile der Glaziallandschaft dar, die durch die Tätigkeit der Schmelzwasserströme großflächig verschüttet bzw. erodiert wurde. Die Größe der Platten schwankt dabei in [Seite 99↓]weiten Grenzen. Die relativ große Wünsdorfer Platte nimmt eine Fläche von 51 km2 ein. Ausgesprochen kleine Platten besitzen hingegen nicht einmal einen Quadratkilometer Fläche. Da lediglich die exponierten Teile der Glaziallandschaft das Verschüttungsniveau der glazifluvialen Abflusswege überragen, entziehen sich die glazialen Formen im Bereich der Urstromtalungen weitgehend der Beobachtung.

Die Platten innerhalb des Arbeitsgebietes werden nach ihren Oberflächenformen zwei Kategorien zugeordnet:

4.4.2 Die Platten im Bereich der Brandenburger Eisrandlage

Die Platten im Bereich der Brandenburger Eisrandlage sind stärker gegliedert als die nördlich davon liegenden. Sie besitzen zum Teil zahlreiche geschlossene Hohlformen, die aber ausschließlich glazifluvial über die Verschüttung von Toteisblöcken angelegt wurden. Die Verschüttung erfolgte einerseits südlich der Eisrandlage auf den Sanderflächen (siehe ab S. 45). Andererseits gibt es auch Toteisaustaulandschaften im unmittelbaren Rückland der Brandenburger Eisrandlage. Sie knüpfen sich vor allem an die Hauptgletschertore im Bereich von Glazialen Rinnen an den Krausnicker Bergen und an den Teupitzer Platten. Die kräftige Schüttung des Schmelzwassers und seiner Sedimente begünstigte dort die Erhaltung von Toteis. Morphologisch fallen die durch Toteisaustau geprägten Landschaften als Beckenräume auf, die fingerartig in die Hochflächen hineingreifen. Exemplarisch sind solche Beckenlandschaften im Neuendorfer und im Zescher Becken an den Teupitzer Platten ausgebildet.

4.4.2.1  Das Neuendorfer Becken

Das Neuendorfer Becken greift fingerartig vom Teupitzer See nach Süden in die Hochfläche hinein. Es bildet den südlichsten Teil der Glazialen Teupitzer See-Rinne. Das Gletschertor lag etwa 1,5 km südlich von Neuendorf. Dort trennt eine über 15 m hohe Stufe den verkesselten, tief gelegenen Beckenboden vom weitgehend ebenen Schlauchsander (Höhe: 68,0 m ü. NN).


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Abb. 40: Das Neuendorfer Becken


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Abb. 41: Profil durch das Niedermoor südlich von Neuendorf

Der Beckenboden besteht aus einem Mosaik tiefgründig vermoorter Hohlformen und unregelmäßig daraus aufragenden mineralischen Inseln. Die limnische und telmatische Füllung der vermoorten Hohlformen erreicht bis zu 9 m Mächtigkeit (Abb. 41).

Den im Untergrund großflächig vorhandenen Mudden kommt dabei die zentrale Bedeutung bei der Genese der außergewöhnlichen Quellkuppe im Neuendorfer Becken zu. Auf der Kuppe am TP 41,8 (siehe Abb. 40, S. 94) tritt 2,8 m über dem heutigen Beckenboden gespanntes Grundwasser aus. Bohrungen im unmittelbaren Umkreis der Quellkuppe wiesen bis in 4 m Tiefe ausschließlich sandige Sedimente nach, die nicht als Wasserstauer wirken. Die einzigen wasserstauenden Ablagerungen in der Umgebung der Quelle sind die Mudden. Sie hindern die unter Spannung stehenden Grundwässer an einem vorzeitigen Austritt im Niveau des Beckenbodens.

Die mineralischen Inseln werden aus glazifluvialen Sedimenten aufgebaut, die durch den Austau des Toteises kräftig gestört wurden. Es bildeten sich Dehnungsstrukturen wie die im Schurf ADQ6 (Abb. 42 und S. 171) nachgewiesenen Abschiebungen.


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Abb. 42: Durch Abschiebungen gestörte Sande und Kiese im Schurf ADQ6

Am östlichen Beckenrand, 600 m östlich von Neuendorf, stehen 8–10 m über dem Beckenboden feinkörnige Ablagerungen an, die als glazifluviolimnisch eingestuft werden (Abb. 40, S. 94 Schürfe Neu2 und 3, Profile ab S. 172). Sie bedingen die für den Beckenrand untypische Nutzung als (inzwischen verwilderter) Garten. Auf den benachbarten Arealen stockt trockener Kiefernwald. Die Sedimente werden aus karbonathaltigen Feinsanden und Grobschluffen aufgebaut. Die Feinschichtung wurde teilweise durch synsedimentäre Prozesse zerstört, besonders innerhalb der Grobschluffe. In den Bereichen, wo sie noch erhalten ist, konnte Kleinrippelschichtung nachgewiesen werden, die auf zungenförmige Strömungsrippeln zurückgeführt wird. Sie zeigen eine Wasserbedeckung von 10 bis 20 cm bei mäßig langsam abfließendem Wasser an. Die Schüttungsrichtung wurde mit Nordnordwest bis Nord bestimmt. Sie ist der Entwässerungsrichtung der Glazialen Teupitzer See-Rinne entgegengesetzt, die von Nord nach Süd durchflossen wurde. Damit repräsentieren die glazifluviolimnischen Sedimente die Umkehrung der Entwässerungsrichtung von der glazifluvialen Nord-Südrichtung zur heutigen Süd-Nordrichtung.


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Abb. 43: Durch Ab- und Überschiebungen gestörte Strömungsrippeln im Aufschluss Neu2 – Schüttungsrichtung von rechts nach links

Der Entstehungsraum der glazifluviolimnischen Sedimente muss zur damaligen Zeit die Tiefenlinie innerhalb des Beckens gewesen sein. Die Genese der Ablagerungen 8–10 m über dem heutigen Beckenboden kann deshalb nur mit einer Plombierung des Beckens durch Toteis erklärt werden. Belegt wird diese These durch die in den Schürfen vorgefundenen Abschiebungen, die eine häufige Begleiterscheinung von toteisgestörten Sedimenten sind. Die dargelegten Verhältnisse stimmen gut mit denen im Oderiner Becken überein, die von JUSCHUS (in NITZ und NASS [Hrsg.] 1997) beschrieben wurden.

4.4.2.2  Das Eisstaubecken von Zesch am See

TK 25 Blatt 3847 Teupitz H 5776 400 R 5399 325

Anders als im Neuendorfer Becken ist der Boden des Zescher Beckens weniger verkesselt, da er von jüngeren proglazialen Schmelzwasserabflüssen geprägt wurde (siehe Kap. 4.3.3.4 ab S. 77). Lediglich in seinem südwestlichen Teil, wo sich das Gletschertor der Zeschsee-Rinne befand, gibt es zahlreiche geschlossene Hohlformen. Dennoch ragt auch dieses Becken als auffällige Tiefenzone fingerartig in die Teupitzer Platten hinein.


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Innerhalb des Zescher Beckens stehen kleinräumig feinkörnige Sedimente an. Sie sind in einer kleinen Lehmgrube 400 m südöstlich des Zescher Dorfplatzes am Innensaum der Endmoränen aufgeschlossen (Abb. 44). Während die Bearbeiter der Geologischen Karte (Blatt 3847 Teupitz) das Areal der Grube als kleine Grundmoränenfläche kartierten, wurde es von NITZ (1969) als Ablagerungsraum eines Eisstausees beschrieben. Detaillierte Untersuchungen zur Klärung der Entwicklung des glazilimnischen Sedimentationsraumes fanden bisher nicht statt.

Abb. 44: Die Lage des Zescher Eisstausees

Bohrungen im Umkreis der Lehmgrube belegen eine deutlich größere Ausdehnung des Beckens über die Grenzen der Grube hinweg. Besonders im Bereich einer auffälligen Einsattelung der Endmoräne greift das Becken weit nach Südosten aus. Unter bis zu 3 m mächtigen periglazialen Sedimenten wurden dort die schluffigen Ablagerungen des Beckens nachgewiesen. Dennoch bleibt die Ausdehnung des Beckens mit weniger als 3 Hektar relativ gering.

Innerhalb der Grube werden nur die oberen 5 bis 6 m der mehr als 10 m mächtigen Beckensedimente aufgeschlossen. Eine 10,15 m tiefe Bohrung innerhalb der Grube durchteufte nicht die fein- bis grobschluffigen Sedimente. Die Entwicklung des Stausees, die aus den Schürfen innerhalb der Lehmgrube abgeleitet wird, dokumentiert demnach räumlich wie zeitlich nur einen Ausschnitt der gesamten Beckenentwicklung. Die insgesamt 7 Schürfe, die zwischen 62,9 und 70,5 m ü. NN liegen, belegen unterschiedliche Entwicklungsetappen des Stausees. Die [Seite 105↓]Profildarstellungen der Schürfe befinden sich im Anhang Kap. 6.1.19.3 ab S.28, die Ergebnisse der Korngrößenanalysen ab S. 49.

Der am tiefsten gelegene Schurf Zesch5 besteht im unteren Teil aus horizontalgeschichteten Mittel- und Feinschluffen, die mit Feinsanden wechsellagern. Diese „echten“ glazilimnischen Sedimente belegen ein weitgehend stehendes Gewässer mit feinkörniger Sedimentation. Das Ablagerungsmilieu war dennoch nicht ruhig. Da der hangende Teil des Schurfes von Rutschungen geprägt wird, herrschten eher instabile Verhältnisse. Über die Schluffe rutschte sandiges diamiktisches Material, welches als flow till interpretiert wird. Der karbonatfreie flow till ist deutlich geschichtet. Die tonigeren Bereiche des Tills ähneln in ihrer Ausbildung den liegenden Bänderschluffen. Die Rutschung erfasste ebenfalls die liegenden glazilimnischen Sedimente. Es bildete sich eine Rutschungsfalte, in der sich der flow till und die Stauwassersedimente verzahnen. Anhand der Falte wurde die Richtung der Rutschung von Nordwest nach Südost bestimmt. Diese Richtung ist der Neigung der rezenten Erdoberfläche entgegengesetzt. Zur Zeit der Rutschung existierte höheres Gelände nordwestlich der Grube. Unter den gegebenen Umständen kommt dafür nur der Gletscher in Betracht, von dem aus der Till abrutschte.

Abb. 45: Rutschungsfalte im Schurf Zesch5 – liegend die Feinschluffe, hangend der geschichtete flow till


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Der Schurf Zesch5 liegt innerhalb des Grubengeländes. Es kann deshalb nur geschätzt werden, dass 2 bis 3 m Material im Hangenden des Aufschlusses fehlen. Die holozäne Bodenbildung wurde vollständig gekappt.

Abb. 46: In die glazilimnischen Sedimente gerutschter Till (Schurf Zesch2)

Im Aufschluss Zesch2, der knapp oberhalb der Grube in 70,5 m ü. NN Höhe gegraben wurde, lagern die Sedimente intensiv gestört. Auch hier handelt es sich um Rutschungen, in die ein Geschiebemergel einbezogen wurde. Es bildete sich um den flow till eine wickelartige Struktur (siehe Abb. 46, S. 100), die den Vorgang der Rutschung verdeutlicht. Die Flitter aus fein zerriebener Braunkohle in den Feinsanden zeichnen zwar die Schichtung nach; die primären Sedimentstrukturen innerhalb der Feinsande ließen sich aber nicht mehr rekonstruieren.

Der gerutschte Till ist keinesfalls massig. Vielmehr weist er eine rudimentäre Schichtung auf und enthält zahlreiche Linsen, die aus dem glazilimnischem Material bestehen. Der karbonathaltige Till (Probe Zesch1) besitzt trotz seines erhöhten Quarzanteiles Eigenschaften eines saalezeitlichen Tills (erhöhter Dolomitgehalt). Da in unmittelbarer Nachbarschaft der Grube eindeutig weichselzeitliche Geschiebemergel (Proben Zesch2 bis 4) ebenfalls saalezeitliche Spektren aufwiesen, ist eine zeitliche Zuordnung der Probe nicht möglich.


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Die Schürfe Zesch2 und Zesch5 kennzeichnen ein frühes Stadium des Zescher Eisstausees. Der Gletscher schmolz von der Endmoräne zurück und gab ein relativ tiefes, aber instabiles Becken frei. Diese Phase wird neben der glazilimnischen Sedimentation auch durch Massenschwerebewegungen gekennzeichnet.

Der Schurf Zesch6, mit 65,5 m ü. NN 2,6 m über dem Schurf Zesch5 gelegen, belegt die darauf folgende Phase der Beckenentwicklung. Am Grunde des Gewässers wurde horizontalgeschichteter Beckensand sedimentiert. Teilweise bildeten sich Strömungsrippeln. Die Sedimentstrukturen dieses Schurfes wurden nicht mehr durch Rutschungen gestört. Die nachträgliche Schrägstellung des gesamten Sedimentpaketes belegt für die Ablagerungszeit die Existenz von Toteisblöcken im Untergrund. Dass die Schrägstellung sekundärer und nicht primärer Natur ist, kann anhand der ebenfalls gekippten Rippeln gezeigt werden, die sich in dieser Schräglage nicht gebildet hätten. Die Beckentiefe hatte abgenommen, so dass der Eisstausee nunmehr kein stehendes, sondern ein leicht bewegtes Gewässer war.

Die Schürfe Zesch1, 7, 8 und 9 dokumentieren die abschließende Phase der Beckenentwicklung. In den Schürfen finden sich Grobschluffe und Feinsande mit den Sedimentationsbildern zungenförmiger Rippeln, die Wassertiefen in der Größenordnung der Rippellänge (10–30 cm) anzeigen. Das Becken war bereits weitgehend verfüllt. Es stellte sich ein Flachwassermilieu bei mäßig bewegtem Wasser ein.

Die Basis der Schürfe Zesch7 und 8 bilden die horizontalgeschichteten Beckensande. Die Grobschluffe überlagern die durch ausschmelzendes Toteis verstellten Beckensande diskordant, so dass auf einen synsedimentären Toteisaustau geschlossen wird.

Im Horizontalanschnitt der Strömungsrippeln wurde die Fließrichtung rekonstruiert. Die Messungen in allen Schürfen (Zesch1, 7, 8, 9) ergaben einheitlich eine Schüttungsrichtung nach Süden bis Südwesten (Abb. 48, S. 102). Die Schüttung war auf die Einsattelung der Endmoräne gerichtet (siehe Abb. 44, S. 98 und beiliegende Karten nach S. 47). Rechnet man die periglaziale Aufhöhung der Einsattelung (etwa 3 m) und das Nachsacken der Eisstauseesedimente über Toteis (bis zu 2 m) gegeneinander auf, so lässt sich ein Abfluss des Eisstaussees über die Einsattelung ohne gegenläufiges Gefälle rekonstruieren.


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Abb. 47: Zungenförmige Rippeln im Schurf Zesch1; oben quer, unten längs zur Fließrichtung (Fotomontage)

Abb. 48: Aufsicht auf zungenförmige Strömungsrippeln (Schurf Zesch1) mit der Schüttungsrichtung der einzelnen Rippeln (Pfeile)


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Die Einsattelung bildete den Überlauf des Eisstausees auf den Sander. Über zwei mögliche Abflusswege floss das Wasser dem Radeländer Schlauchsander zu. Damit kann indirekt der Zescher Eisstausee in die Zeit des Jüngeren Baruther Urstromes datiert werden. Auf alle Fälle war die Entwässerung noch nach Süden ausgerichtet. Das unterscheidet den Zescher Eisstausee grundlegend von den sedimentologisch ähnlich ausgebildeten Staubeckensedimenten des Neuendorfer (Kap. 4.4.2.1, S. 93) und des Oderiner Beckens (JUSCHUS in NITZ und NASS [Hrsg.] 1997). In diesen beiden Becken hatte sich die Entwässerungsrichtung bereits nach Norden umgekehrt. Sie entsprechen damit nicht der terminoglazialen, sondern der proglazialen Fazies nach BRODZIKOWSKI und VAN LOON (1991).

Neben den Strömungsrippeln (current ripples) finden sich in zwei Schürfen (Zesch7 und 9) climbing ripples, die eine sehr große Sedimentationsrate anzeigen. Sie wird allerdings nicht nur für die climbing ripples, sondern für alle Sedimente des Eisstausees angenommen. Eine Folge dessen sind die in allen Schürfen beobachteten synsedimentären Störungen, die auf die leichte Verformbarkeit der Sedimente bei Wassersättigung und auf Entwässerung zurückgeführt werden. Convolute bedding und load cast-Strukturen wurden mehrfach festgestellt.

Abb. 49: climbing ripples im Schurf Zesch7 – Schüttung von links nach rechts – durch Toteisaustau gestört


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Abb. 50: Synsedimentäre Störungen im Schurf Zesch8 (unterer Teil des Bildes)

Abb. 51: Die geteilte Feinschluffschicht im Schurf Zesch8 – liegend climbing ripples quer zur Fließrichtung; hangend: durch periglaziale Prozesse (active layer) gestörte Strömungsrippeln


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Den Schürfen 7, 8 und 9 ist eine markante, zweigeteilte Feinschluffschicht gemeinsam, die von der Rippelschichtung unter- und überlagert wird. Der Feinschluff belegt eine kurzzeitige Stillwasserphase. Da er in allen drei Schürfen in vergleichbarer Ausbildung auftritt, wird er als zeitgleiche Bildung angesehen, obwohl seine Höhe von Schurf zu Schurf variiert (Zesch7: 66,1 m ü. NN, Zesch8: 66,7 m ü. NN, Zesch9: 68,0 m ü. NN). Die Unterschiede in der Höhenlage können mit unterschiedlichen Sackungsbeträgen infolge des Toteisaustauens erklärt werden.

Dem am nördlichen Beckenrand befindlichen Schurf Zesch1 fehlt jedoch die Feinschluffschicht. Stattdessen finden sich in vergleichbarer Position die fore set-Sedimente eines (Mikro-)Deltas. Die Feinschluffe werden als bottom set-Sedimente des Deltas gedeutet. Im Bereich des Schurfes Zesch1 mündete demnach ein kleiner Schmelzwasserstrom in das Becken ein, der das Mikrodelta aufschüttete. Durch den Einstrom des Wassers in das Becken entstand eine Unterströmung, die der Schüttungsrichtung des Deltas entgegengesetzt war. Deshalb zeigen die Rippeln an der Basis der Vorschüttsedimente eine Fließrichtung an, die der Schüttungsrichtung des Deltas und der anderen Rippeln entgegengesetzt ist (Abb. 52 und Abb. 53).

Abb. 52: Basis der Vorschüttsedimente des Mikrodeltas im Schurf Zesch1 – Schüttung des Deltas von rechts nach links aber entgegengesetzte Schüttung der Rippeln aufgrund des Gegenstromes


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Abb. 53: Schema der Strömungs- und Sedimentationsverhältnisse in einem (Mikro-)Delta

Da die hangenden Strömungsrippeln die fore set-Sedimente des Mikrodeltas kappen, werden sie nicht als top set- Sedimente bezeichnet. Mit der Sedimentation der Strömungsrippeln im Hangenden der Deltaablagerungen endet die glazilimnische Entwicklung des Zescher Eisstausees.

Nachfolgend schmolzen noch vorhandene Toteisreste aus. Die dabei entstandenen Abschiebungen störten sowohl die Staubeckensedimente als auch die synsedimentären Deformationen. Der Grad der Beanspruchung reicht dabei von vereinzelten Störungen wie in Abb. 49 (S. 103) bis hin zur Zerscherung des Sedimentes.

Teilweise wurden die glazilimnischen Ablagerungen von periglazialen Sanden überdeckt. Sie erreichen innerhalb der Einsattelung der Endmoräne Mächtigkeiten bis zu 3 m.

Die hangenden Bereiche der oberflächlich anstehenden Staubeckensedimente wurden durch die Bodenbildung entkalkt und entschichtet. Auf den Schluffen bildeten sich Parabraunerden. Stellenweise lassen sich knapp unter der Entschichtungsgrenze Deformationen nachweisen, die als active layer in der Auftauschicht des ehemals vorhandenen Dauerfrostbodens gedeutet werden (siehe Abb. 51, S. 104).

Aus den dargelegten Ergebnissen kann folgendes Modell zur Entwicklung des Eisstaubeckens von Zesch am See abgeleitet werden:


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Abb. 54: Schematische Skizze zur Entwicklung des Zescher Eisstausee


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4.4.3  Die Oberflächenformen der Platten nördlich der Brandenburger Eisrandlage

Anders als die vielgestaltigen Platten an der Brandenburger Eisrandlage sind die Hochflächen nördlich davon relativ einheitlich geformt. Von wenigen Ausnahmen abgesehen, besitzen die Platten eine flachwellige Oberfläche. Auffällig ist das weitgehende Fehlen geschlossener Hohlformen, obwohl diese eines der wichtigsten Merkmale des Jungmoränenlandes darstellen. Wenn doch Hohlformen auf den Platten nördlich der Brandenburger Eisrandlage existieren, so sind sie meist nur flach in ihre Umgebung eingesenkt. Der tiefe Kessel 2 km nordwestlich von Glienick bei Zossen bildet eine seltene Ausnahme (siehe beiliegende Karte nach S.185). Man könnte, wie auf der beiliegenden Karte der Wünsdorfer Platte, die Hochflächen rein morphologisch fast dem Altmoränenland zurechnen. Das wichtigste Merkmal, welches die Platten des Jungmoränenlandes südlich Berlins im Oberflächenbau vom Fläming unterscheidet, ist die geringe Zertalung. Meist überragen die Platten als wenig gegliederte Erhebungen das Talsandniveau. Bereits ab einer Größe von etwa einem Quadratkilometer besitzen sie ein ausgeprägtes Plateau. Nach einem etwas steileren, meist aber trotzdem sanften Anstieg gelangt man von den Talsandgebieten auf die weit gespannten Hochflächen. Die Höhe der Plateaus unterliegt deutlichen Schwankungen, wobei die Reliefenergie gering bleibt. Auf der großen Wünsdorfer Platte liegt es in 80 bis 105 m ü. NN. Dieses wird aber von den anderen Platten nicht annähernd erreicht. Als Mittelwert werden 45 bis 60 m ü. NN angegeben.

Inselartig ragen aus den flachwelligen Oberflächen Einzelerhebungen auf, die ihre Umgebung bis zu 50 m überragen. Beispiele für solche solitären Berge sind der Thyrower, der Glienicker, der Halber und der Pretschener Weinberg. Zum Teil ragen die Einzelberge als kleine Platten auch isoliert aus den Talsandflächen auf, wie der Madiken- und der Steinberg bei Ahrensdorf (siehe Abb. 55, S. 114). Die umgebenden Plateaus wurden in diesen Fällen glazifluvial verschüttet.

Eine Verbindung der isolierten Erhebungen zu zusammenhängenden Eisrandlagen entbehrt einer abgesicherten Grundlage. Zwischen den markanten Vollformen existiert keinerlei Anhaltspunkt, der ihre sinnvolle Verknüpfung zu Eisrandlagen rechtfertigt. Auch kann auf den Platten nördlich der Brandenburger Eisrandlage kein Sander nachgewiesen werden. Rein morphologisch ist es daher nicht möglich, die Genese der isolierten Erhebungen zu erklären.


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Abb. 55: Der Madiken- und der Steinberg bei Ahrensdorf

Abb. 56: Aufschlüsse im Arbeitsgebiet


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4.5  Der geologische Bau der Platten im Jungmoränenland südlich Berlins

Nachfolgend werden die Forschungsergebnisse zum geologischen Bau der Platten vorgestellt, die aus den in Abb. 56 (S. 115) dargestellten Aufschlussprofilen gewonnen wurden. Aus Gründen der Übersichtlichkeit befinden sich die ausführlichen Beschreibungen der Aufschlussprofile im Anhang ab Seite 171.

4.5.1 Aufschlüsse in saalezeitlichen Sedimenten

Mehreren Aufschlussprofilen gemeinsam ist das Fehlen weichselzeitlicher Sedimente. Sie wurden entweder nicht abgelagert oder waren so geringmächtig, dass sie durch jüngere Abtragungsprozesse beseitigt wurden. Saalezeitliche Sedimente stehen direkt an der Erdoberfläche an. Sie sind oft intensiv gestaucht. Das Großrelief ist in diesen Bereichen präweichselzeitlich angelegt. Der Grad der weichselzeitlichen Überprägung kann aber nicht abgeschätzt werden. Die saalezeitlichen Ablagerungen bestehen meist aus Till oder glazilimnischen Sedimenten. Glazifluviale Sande und Kiese wurden seltener vorgefunden.

Aufschlüsse für diesen Bautyp sind die Tongruben in Klausdorf (Profilbeschreibung ab S. 174) und Prieros (ab S. 177).

Abb. 57: Gestauchte saalezeitliche glazilimnische Sedimente in den Tongruben am Streganzberg bei Prieros


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4.5.2  Aufschlussprofile mit geringmächtigen weichselzeitlichen Sedimenten

Den zweiten Aufschlusstyp bilden geringmächtige weichselzeitliche Sedimente, die von saalezeitlichem Material unterlagert werden. Die Ablagerungen der letzten Vereisung erreichen hier maximal 5–6 m Mächtigkeit. Sie werden mit wechselnden Anteilen aus den sandig-kiesigen Vorschüttbildungen und dem überlagernden Till aufgebaut. Der Till erreicht nur selten Mächtigkeiten von mehr als 2 m. Die weichselzeitlichen Sedimente bilden eine Decke, die die präexistenten Oberflächenformen nachzeichnet. Die meist fehlenden oder geringen weichselzeitlichen Stauchungen belegen eine schwache Überprägung der Landschaft durch das jüngste Inlandeis. Die Anlage des Großreliefs wird auch hier in die Zeit der Saalevereisung gestellt. Die liegenden saalezeitlichen Sedimente zeigen zum Teil intensive Stauchungen, die älter sind als die Weichselvereisung.

Beispielhaft sind die dargelegten Verhältnisse in der Tongrube Glienick (Abb. 58 und ab S. 185) und in der Kiesgrube Ruhlsdorf (S. 179) aufgeschlossen. Ein Aufschluss, bei dem sich die weichselzeitlichen Sedimente lediglich auf den Till beschränken, ist die mit Geschiebemergel gefüllte Glaziale Rinne in der Kiesgrube Pätz (Abb. 59).

Abb. 58: Gesamtprofil der Tongrube Glienick


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Abb. 59: Mächtiger weichselzeitlicher Geschiebemergel über saalezeitlichem Geschiebemergel in der Kiesgrube Pätz

Abb. 60: Profil an der Nordwestwand der Kiesgrube Horstfelde


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4.5.3  Aufschlussprofile mit mächtigeren weichselzeitlichen Sedimenten

Der dritte Aufschlusstyp unterscheidet sich vom zweiten durch die starke Zunahme der weichselzeitlichen Vorschüttsedimente auf Mächtigkeiten von bis zu 35 m. Der weichselzeitliche Till hingegen bleibt, von wenigen Ausnahmen abgesehen, geringmächtig (siehe Abb. 60, S. 118). Großflächig fehlt er. Die isolierten Erhebungen werden diesem Bautyp zugeordnet. Das Großrelief ist weichselzeitlich, aber nicht glazigen, sondern glazifluvial angelegt. In den meisten Fällen erreichte das weichselzeitliche Inlandeis nur eine geringe Wirkung auf den Untergrund.

Die großen Kiesgruben im Arbeitsgebiet, wie z.B. in Pätz oder Horstfelde, gewinnen ihre Baustoffe aus Aufschlüssen, die diesem Typ angehören.

4.5.4  Gemeinsamkeiten im geologischen Bau der Platten

Außer den genannten Unterschieden besitzen alle Platten eine auffällige Gemeinsamkeit: Der obere Geschiebemergel ist meist geringmächtig (< 2 m) oder fehlend. Nur räumlich eng begrenzt kann im Bereich von verfüllten Glazialen Rinnen die Mächtigkeit des oberen Tills auf 7 m und mehr anschwellen. Weichselzeitliche Nachschüttbildungen im Hangenden des Tills sind geringmächtig oder nicht vorhanden.

Aus den Aufschlüssen und den geologischen Karten wird deutlich, dass die Lückenhaftigkeit und Geringmächtigkeit des weichselzeitlichen Tills mit Annäherung an die Brandenburger Eisrandlage stark zunimmt. Die Flächen, bei denen der obere Geschiebemergel großflächig ansteht, sind Grundmoränenflächen. Es handelt sich aber auch um ein subglaziales Relief, wenn der obere Geschiebemergel fehlt (siehe Abb. 61, S. 119). Diese Flächen werden, trotz des fehlenden Tills, ebenfalls als Grundmoränen angesprochen. Die isolierten Einzelerhebungen, z.B. an der Kiesgrube Pätz, die vom weichselzeitlichen Inlandeis überfahren wurden, gehören diesem Relieftyp an.

In mehreren Aufschlüssen, die über das gesamte Arbeitsgebiet verteilt sind, besteht der hangende Teil des weichselzeitlichen Geschiebemergels aus meltout till stagnierenden Eises (siehe Abb. 62, S. 120). Zum Teil erreicht der meltout till größere Mächtigkeiten als der liegende lodgement till (Kiesgrube Teupitz Kap. 6.1.15, S. 20).


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Abb. 61: Stark vereinfachtes Schema zur Entstehung der Grundmoränenflächen im Arbeitsgebiet

Abb. 62: Schichtungen im oberen Geschiebemergel der Kiesgrube Pätz


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Abb. 63: Ungestörte Vorschüttsande im Liegenden des oberen Geschiebemergels der Tongrube Glienick

Die Stauchungen im Liegenden des jüngsten Tills erreichen nur selten mehr als 1 m Mächtigkeit, oft fehlen sie vollständig. Eine Ausnahme bilden die isolierten Einzelerhebungen, z.B. an der Kiesgrube Pätz. Dort lassen sich die Stauchungen bis zu 20 m in den Untergrund nachweisen. Sie erreichen aber nicht die Intensität der Störungen in den älteren, saalezeitlichen Sedimenten.

Bemerkenswert ist innerhalb des Arbeitsgebietes das Fehlen von subglazialen Kleinformen, speziell von Drumlins, welches ebenfalls mit der geringen morphologischen Wirkung des jüngsten Inlandeises erklärt wird.

4.5.5 Auswertung der Geschiebeanalysen

4.5.5.1 Einführung

Die im Rahmen der Untersuchungen durchgeführten 96 Kleingeschiebeanalysen gestatten die Ausgliederung von lokalen Geschiebespektren, die über eine schematische Auswertung nach der TGL 25232 hinausgehen. Aufgrund der thematischen Zielsetzung der Arbeit wurden fast ausschließlich Proben aus Tagesaufschlüssen entnommen. Nur die Probe PretschK1 entstammt einer Bohrung. Die stratigraphische Zuordnung der Tillproben erfolgte zunächst im Gelände nach [Seite 122↓]den Lagerungsverhältnissen. Dabei wurde auf die von BERENDT (1880) eingeführte Untergliederung in einen oberen bzw. unteren Geschiebemergel zurückgegriffen. Sie erwies sich, von wenigen Ausnahmen abgesehen, als praktikabel.

Auch wenn BERENDT (1880) die Untergliederung rein stratigraphisch verwendete, so ermöglicht der Kenntnisgewinn der vergangenen Jahrzehnte doch eine chronostratigraphische Zuordnung des oberen Geschiebemergels in die Weichselvereisung. Unter der Bezeichnung unterer Geschiebemergel bzw. Till werden alle Tillvorkommen zusammengefasst, die älter sind als der obere. Sie können daher mehreren Eisvorstößen entstammen.

Der untere Till lässt sich anhand folgender Merkmale meist sicher vom oberen unterscheiden:

4.5.5.2 Die Geschiebespektren des unteren Geschiebemergels

Da die Proben Tagesaufschlüssen entstammen, wurden nur die hangenden Bereiche der meist sehr mächtigen liegenden Geschiebemergelpakete erfasst. Zur Erforschung der saalezeitlichen Landschaftsgenese sind die Zählungen daher nur bedingt brauchbar. Die Zusammensetzung der älteren glazigenen Ablagerungen, vor allem der hangenden Bereiche, ist aber für die Bewertung der weichselzeitlichen Prozesse von großer Wichtigkeit.

Beim unteren Geschiebemergel lassen sich anhand der Kleingeschiebeanalyse drei verschiedene Spektren ausgliedern, die neutral als PK-reich, NK-reich und quarzreich bezeichnet werden (Abkürzungen: siehe Tab. 1, S. 23). Eine Zuordnung der Proben in die Stadien der Saalevereisung wird in dieser Arbeit nicht vorgenommen, auch wenn die PK-reichen Proben weitgehend der Warthe-Fazies (nach LIPPSTREU et al. 1994) entsprechen.


[Seite 124↓]

Abb. 64: Beprobte Geschiebemergel und Ergebnisse der Kleingeschiebeanalyse


[Seite 125↓]

Abb. 65: Ergebnisse der Kleingeschiebeanalysen im Dreiecksdiagramm


[Seite 126↓]

Die Spektren der PK-reichen Proben besitzen folgende Eigenschaften:

Tab. 6: Kurzergebnis der Kleingeschiebezählung Mahls1a als Beispiel für PK-reiche saalezeitliche Geschiebemergel

NK

PK

D

PS

F

MK

S

Q

So

ges.

Nb

38,3%

39,3%

3,5%

1,3%

5,7%

0,8%

8,0%

2,6%

0,6%

891

15

In den Tongruben Klausdorf konnte durch eine Leitgeschiebeanalyse des PK-reichen Tills eine nordöstliche Herkunft der Geschiebe belegt werden (siehe Abb. 66, S. 127). Die Zusammensetzung der Leitgeschiebe wird von baltischem Material dominiert. Neben den zahlreichen Åland-Gesteinen, meist Rapakiwi-Graniten, können die Dolomite als sicheres Kennzeichen für eine baltische Provenienz angesehen werden. Das häufige Vorkommen von Paläozoischem Kalkstein, besonders von Ostsee- und Beyrichienkalk, rundet das Bild ab. Die Streuung der Leitgeschiebe aus der Probe ist gering. Eine Kontamination mit fremden Material hat kaum stattgefunden. Lediglich die Dala-Sandsteine fallen aus dem Gesamteindruck heraus. Da diese Sandsteine in Skandinavien ein großes Verbreitungsgebiet besitzen, kann die Herkunft der Stücke aus der Probe durchaus eine andere sein, als in der Karte angegeben. Es ist interessant, dass die Kleingeschiebeprobe (Klaus1) aus dem Till nur einen Dolomit enthielt, obwohl die anderen Werte der Kleingeschiebeanalyse das Ergebnis der Leitgeschiebeanalyse unterstützen (sehr hoher Gehalt an Paläozoischem Kalkstein).


[Seite 127↓]

Abb. 66: Leitgeschiebezählung Tongrube Klausdorf


[Seite 128↓]

Das PK-reiche Kleingeschiebespektrum lässt sich deutlich von einer kristallinreichen Zusammensetzung trennen, die mehrfach nachgewiesen wurde.

Tab. 7: Kurzergebnis der Kleingeschiebezählung Baruth4 als Beispiel für einen NK-reichen saalezeitlichen Geschiebemergel

NK

PK

D

PS

F

MK

S

Q

So

ges.

Nb

40,4%

31,6%

0,0%

1,3%

7,3%

1,0%

12,9%

4,0%

1,4%

768

1

Neben den sicher saalezeitlichen Spektren traten wiederholt quarzreiche Kleingeschiebespektren auf:

Bei einem Quarzgehalt von mehr als 10 % wurde auf eine Einstufung der Probe verzichtet.

Da nicht nur die Anteile an Quarz erhöht sind, wird eine „statistische Bereinigung“ der Proben durch den Abzug des erhöhten Quarzanteiles abgelehnt. Der erhöhte Anteil widerständiger Komponenten wird mit der Aufnahme von liegendem glazifluvialem Material erklärt. Da sich in den Proben vereinzelt südliche Geschiebe, vor allem Lydit, befinden, stammt ein Teil des widerständigen Materials auch aus den Schottern des Berliner Elbelaufes (nach GENIESER 1955).


[Seite 129↓]

Tab. 8: Kurzergebnisse der Kleingeschiebezählungen Baruth1 (primär kristallinreich) und Picher1 (primär PK-reich) als Beispiele für quarzreiche saalezeitliche Geschiebemergel

NK

PK

D

PS

F

MK

S

Q

So

ges.

Nb

48,7%

25,4%

0,0%

0,9%

3,6%

0,2%

10,5%

8,3%

2,3%

949

3

36,3%

31,0%

4,3%

0,7%

4,5%

0,2%

8,6%

8,7%

5,8%

584

0

Bei Quarzgehalten zwischen 5 und 10 % erfolgte die Zuordnung unter Vorbehalt. Wichtig war in diesen Fällen das Auftreten sicher saalezeitlicher Geschiebefraktionen, vor allem von Dolomit. Bei einem Dolomitgehalt von mehr als einem Prozent und/oder bei weiterhin hohen bis sehr hohen Anteilen an Paläozoischem Kalkstein kann die Zuordnung zum saalezeitlichen Geschiebespektrum weiterhin begründet werden. Bei den primär kristallinreichen Proben, zum Beispiel Baruth1 bis 6, ist die Zuordnung bei erhöhten Quarzgehalten schwerer. Sie gleichen dann in ihrer Zusammensetzung den quarzreichen Proben aus dem oberen Geschiebemergel und werden daher nicht zugeordnet.

Alle drei Geschiebespektren des unteren Tills wurden sowohl auf dem Fläming als auch nördlich davon im Jungmoränenland festgestellt. Dabei überwiegen bei den Proben, bei denen eine Zuordnung erfolgte, die PK-reichen und /oder dolomithaltigen Geschiebemergel vor den kristallinreichen.

4.5.5.3 Auswertung der Proben aus dem oberen Till

Im Gegensatz zum unteren ist der obere Geschiebemergel in den Profilen meist in seiner ganzen Mächtigkeit aufgeschlossen. Allerdings waren viele Vorkommen des Tills stark angewittert. Die geringe Mächtigkeit des Geschiebemergels, verbunden mit seiner sandigen, wasserdurchlässigen Ausbildung begünstigte die Entkalkung. So mussten viele Proben aus dem Basisbereich des oberen Tills entnommen werden.

Innerhalb des Arbeitsgebietes können drei Kleingeschiebespektren des oberen Tills unterschieden werden, ein „normal“ weichselzeitliches, ein quarzreiches und ein saalezeitliches.

Das „normale“ weichselzeitliche Spektrum entspricht weitgehend der W-Fazies der TGL 25232:

Tab. 9: Kurzergebnis der Kleingeschiebezählung Autobahn2 als Beispiel für einen PS-reichen weichselzeitlichen Geschiebemergel

NK

PK

D

PS

F

MK

S

Q

So

Ges.

Nb

36,1%

37,5%

0,0%

7,8%

1,6%

1,0%

12,8%

2,7%

0,6%

897

34

Sehr häufig enthielten Proben aus dem oberen Till mehr als 5 % Quarz, maximal waren es 31,4 % (Probe Madik1). Sie können anhand des Kleingeschiebespektrums nicht der Weichselvereisung zugeordnet werden. Nach der Lithostratigraphie im Gelände handelt es sich aber eindeutig um weichselzeitliche Ablagerungen. Die niedrigen Anteile an Paläozoischen Schiefertonen werden auch hier auf die Aufnahme des liegenden glazifluvialen Materials bei gleichzeitiger Verarmung an gering widerständigen Komponenten zurückgeführt. Dies bedingt auch die sandige Ausbildung des weichselzeitlichen Tills.

Der Verfälschungsgrad der Proben ist unterschiedlich. Die Grenzen zwischen den auswertbaren und verfälschten Proben sind daher fließend. Wiederholt besaßen Proben, trotz erhöhten Quarzgehaltes, Eigenschaften des weichselzeitlichen Geschiebespektrums. Der Anteil an Paläozoischem Schieferton lag dann zwar unter 6 aber über 3 %. Diese Proben wurden als unsicher weichselzeitlich eingeordnet.

Die Kontamination des oberen Tills wird auch von der durchgeführten Leitgeschiebezählung in der Kiesgrube Pätz belegt (siehe Abb. 67, S. 130).

Tab. 10: Kurzergebnis der Kleingeschiebezählung Pätz1 und Horst2 als Beispiele für quarzreiche weichselzeitliche Geschiebemergel

NK

PK

D

PS

F

MK

S

Q

So

ges.

Nb

41,0%

29,7%

0,0%

1,1%

7,0%

0,2%

11,5%

8,3%

1,1%

529

20

37,1%

25,9%

0,0%

4,3%

5,7%

0,3%

10,4%

15,5%

0,9%

653

16


[Seite 131↓]

Abb. 67: Leitgeschiebezählung Kiesgrube Pätz – oberer Geschiebemergel


[Seite 132↓]

Insgesamt ergibt sich eine ostschwedische Geschiebezusammensetzung; die Streuung der Herkunftsgebiete ist jedoch relativ groß. Bemerkenswert ist das Vorkommen von Dolomit, Beyrichien- und Ostseekalk, die eigentlich für eine baltische Herkunft sprechen. Sie können nur sekundär aufgenommen worden sein. Auch der hohe Anteil an Ålandgesteinen muss aus sekundärer Quelle stammen. Da der weichselzeitliche Till den saalezeitlichen direkt überlagert und auch wenige Kilometer nördlich saalezeitlicher Geschiebemergel in Hochlage ansteht (Probe Gas), ist die Aufnahme älteren Materials wahrscheinlich.

Dennoch kann aufgrund des hohen Anteiles schwedischer Geschiebe die Zuordnung des Tills zu einer nördlichen Provenienz als gesichert gelten. Der hohe Anteil an Geschieben aus der Provinz Dalarna gibt davon Zeugnis. Die grauen Uppland-Granite aus dem Gebiet um Stockholm und die Småländischen Geschiebe komplettieren das Bild.

Das dritte Spektrum des oberen, weichselzeitlichen Tills entspricht weitgehend einer saalezeitlichen Kleingeschiebezusammensetzung. Die Lösung des Widerspruches wird ebenfalls in der Aufnahme von liegendem Material durch das jüngste Inlandeis gesehen. Nur hat das Eis nicht die liegenden Schmelzwassersedimente, sondern saalezeitlichen Till aufgenommen. Dieses Spektrum kommt vor allem südlich der Wünsdorfer Platte mit ihrem hochliegenden saalezeitlichen Kern vor.

Insgesamt wurde in 22 Aufschlussprofilen der obere Geschiebemergel beprobt. Drei weitere Proben (Oderin1, STeF, Teurow) entstammen den Untersuchungen des Autors im Oderiner Becken (JUSCHUS in NITZ und NASS [Hrsg.] 1997). Von den insgesamt 26 Aufschlussprofilen besaßen nur die Proben aus 7 Profilen ein sicher weichselzeitliches Geschiebespektrum. In den anderen Profilen war der Geschiebemergel unterschiedlich stark kontaminiert.

Die Notwendigkeit der Kleingeschiebeanalyse wird durch das Ergebnis nicht in Frage gestellt, sondern bestätigt. Sie stellt die einzige Möglichkeit dar, solche Phänomene aufzuzeigen. Aufgrund des Mangels an größeren Aufschlüssen kann die Leitgeschiebezählung nur punktuell die Ergebnisse der Kleingeschiebeanalyse untermauern.


[Seite 133↓]

4.5.6  Zusammenfassung der Untersuchungsergebnisse zur Entstehung der Platten im Jungmoränenland südlich Berlins

Die Platten nördlich der Brandenburger Eisrandlage werden fast vollständig von Grundmoränenflächen bei geringmächtigem bis fehlendem weichselzeitlichen Geschiebemergel eingenommen.

Innerhalb des Arbeitsgebietes werden drei unterschiedliche Bautypen der Hochflächen ausgegliedert:

  1. Hochflächen ohne weichselzeitliche Sedimente; saalezeitliche Ablagerungen (oft gestaucht) an der Erdoberfläche anstehend
  2. Hochflächen mit geringmächtigen (max. 6 m) weichselzeitlichen Sedimenten über saalezeitlichen Sedimenten
  3. Hochflächen mit mächtigen weichselzeitlichen Vorschüttsedimenten

Nördlich der Brandenburger Eisrandlage und südlich des Teltowplateaus existiert keine Rückzugsstaffel. Das weitgehende Fehlen von weichselzeitlichen Nachschüttsanden und morphologisch erkennbaren Eisrandlagen belegt diesen Sachverhalt. Weiterhin ist innerhalb des Untersuchungsgebietes nur ein weichselzeitlicher Till ausgebildet. Größere Oszillationen des Gletschers können damit ausgeschlossen werden. HERMSDORF (1995) kommt zu ähnlichen Schlussfolgerungen für das Teltowplateau. Daher kann die Existenz von Rückzugsstaffeln der Brandenburger Eisrandlage bis an das Berliner Urstromtal ausgeschlossen werden.

Das weichselzeitliche Inlandeis rückte im Arbeitsgebiet zunächst bis zur Linie des Maximalvorstoßes vor. Dabei hat das Eis hat die präexistente Landschaft – die saalezeitlich angelegten Plattenkerne und die mächtigen weichselzeitlichen Vorschüttbildungen – nur schwach modifiziert. Danach schmolz der Gletscherrand auf die Brandenburger Eisrandlage zurück. Bald nach Aufgabe der Brandenburger Eisrandlage setzte der Eisnachschub aus dem Norden aus. Es entstand ein breiter Gürtel stagnierenden Eises. Das Inlandeis taute innerhalb des gesamten Arbeitsgebietes großflächig nieder.

Der wichtigste Faktor bei der weichselzeitlichen Gestaltung der Hochflächen im Arbeitsgebiet war sowohl geologisch als auch morphologisch das Schmelzwasser [Seite 134↓]und nicht das Inlandeis. Der weichselzeitliche Gletscher wirkte meist gering auf den Untergrund ein.

Die Kleingeschiebefracht des weichselzeitlichen Tills wird innerhalb des Arbeitsgebietes von lokalem Material dominiert, welches aus dem Liegenden aufgenommen wurde.

4.6  Glaziale Rinnen im Jungmoränenland südlich Berlins

4.6.1 Zur Genese der Glazialen Rinnen im Arbeitsgebiet

Neben den Schmelzwasserabflussbahnen und den Platten bilden die Glazialen Rinnen das dritte wesentliche Element der Jungmoränenlandschaft südlich Berlins. Bei der Querung des Arbeitsgebietes von West nach Ost stößt man durchschnittlich alle 4 km auf eine Glaziale Rinne.

Zur Genese der Glazialen Rinnen im Arbeitsgebiet werden folgende Fakten angeführt:


[Seite 135↓]

Abb. 68: Glaziale Rinnen im Jungmoränenland südlich Berlins


[Seite 136↓]

Die Ausräumung der Glazialen Rinnen bildete im Jungmoränenland südlich Berlins den wichtigsten Faktor bei der Anlage von tiefen Seebecken. Ein Großteil der heute existierenden Seen im Arbeitsgebiet liegt innerhalb von Rinnen.

Die Glazialen Rinnen innerhalb des Arbeitsgebietes werden nach ihrem morphologischen Erscheinungsbild in Breitrinnen und Schmalrinnen eingeordnet.

4.6.1.1 Breitrinnen

Breitrinnen, die deutlich mehr als 500 m breit sind, bildeten die subglazialen Hauptentwässerungsbahnen des Gletschers. Die längste Glaziale Rinne im Jungmoränenland südlich Berlins ist die Teupitzer See-Rinne. Über eine Entfernung von 45 km kann sie vom Neuendorfer Becken südlich von Teupitz über den Klein Köriser und Wolziger See bis nach Trebus bei Fürstenwalde verfolgt werden. Der Abzweig über die Pätzer See-Rinne nach Norden in das Berliner Stadtgebiet ist keinesfalls kürzer. Die Scharmützelsee-Rinne erreicht vergleichbare Dimensionen. Mit einer Breite bis zu 2 km erscheinen die Breitrinnen im Gelände wenig rinnenartig.

Ihre Entstehung wird mit der von SMED (1998) dargelegten Theorie zur Genese der „Rinnentäler“ erklärt: Der Schmelzwasserabfluss in den Rinne wiederholte sich jährlich, wobei sich der Abfluss von Jahr zu Jahr lateral verlagerte. In den Wintermonaten presste der Eisdruck die Rinnen weitgehend zusammen. Dadurch gelangte Gletschereis in die Rinnen. Im Sommer entstand die Rinne mit dem Ansteigen der Schmelzwassermenge wieder neu, aber nicht vollständig an der gleichen Stelle. Eine Breitrinne war demnach nie in ihrer ganzen Breite in Betrieb. Große Teile waren schon während ihrer Betriebszeit mit Toteis verfüllt.

Der letztgenannte Sachverhalt erklärt das im Arbeitsgebiet wiederholt auftretende Phänomen der Aufspaltung von Rinnen. Die sich bildenden Zweige vereinigen sich nach einer Laufstrecke von einem bis mehr als 10 km wieder2.

Mit Ausnahme des Luckenwalder Sanders lassen sich im Rückland aller Sander Breitrinnen nachweisen, die an der Brandenburger Eisrandlage enden (siehe auch [Seite 137↓]Kap. 4.2.6, S. 67). Der Zusammenhang Breitrinnen – Sander wird auch in der bereits erwähnten Verknüpfung mit den jüngeren Sandern deutlich. Die Breitrinnen waren auch nach Aufgabe der Brandenburger Eisrandlage im Betrieb. Da seit dieser Zeit der Gletscher im Arbeitsgebiet stagnierte, ist für den finalen Abfluss ein Einsturz der Rinnendecke, verbunden mit einem subaerischen Abfluss des Schmelzwassers in der Rinne sehr wahrscheinlich.

Als wichtige Breitrinnen sind innerhalb des Arbeitsgebietes zu nennen:


[Seite 138↓]

Neben diesen deutlichen und ausgedehnten Rinnen existieren im Arbeitsgebiet relativ kurze oder undeutlich ausgebildete Breitrinnen:

4.6.1.2 Schmalrinnen

Schmalrinnen sind Glaziale Rinnen mit einer maximalen Breite von 500 m.

Abb. 69: Die Krummensee-Rinne

Die deutlich eingeschnittenen Schmalrinnen entsprechen am besten dem Idealbild einer durch subglaziale Wässer ausgeräumten Rinne, im Sinne des Tunneltalbegriffs. Die heute nachweisbare Länge der Schmalrinnen schwankt dabei erheblich und liegt zwischen 3 km (Rinne westlich von Löwendorf, siehe Abb. 116, S. 17) und 20 km (Dahmerinne, siehe auch BÖTTNER 1999).

Schmalrinnen erreichen nur zum Teil die Brandenburger Eisrandlage. Oft enden sie [Seite 139↓]blind in ihrem Rückland. Mitunter münden sie in die Breitrinnen ein. Typisch ist das Bild einer Schmalrinne, die eine Platte kräftig zerschneidet, aber am Südrand der Hochfläche aussetzt. In der südlich sich anschließenden Talung kann sie dann nicht mehr oder kaum nachgewiesen werden. Die Krummensee-Rinne bei Königs-Wusterhausen in LINKlink endet am Südrand des Kartenblattes. Dies wird damit erklärt, dass entweder die Basis der Rinne nicht tiefer lag als das heutige Talsandniveau oder aber das plombierende Eis dort schnell abtaute. Das Schmelzwasser des Urstromes konnte die Rinne dann verschütten.

Eine Beziehung zu den Sandern ist bei den Schmalrinnen weniger deutlich als bei den Breitrinnen. Nur die Meiereisee-Rinne an den Krausnicker Bergen und die Dahmerinne können mit einem Sander verknüpft werden.

4.6.2 Zusammenfassung

Die Befunde innerhalb des Arbeitsgebietes sprechen für eine Entstehung der Glazialen Rinnen durch subglazial abfließendes Schmelzwasser. Eine Erklärung ihrer Genese durch Exaration wird abgelehnt.

Die Glazialen Rinnen im Arbeitsgebiet werden morphologisch in Schmal- und Breitrinnen untergliedert. Die Breitrinnen bildeten dabei das Grundgerüst der subglazialen Entwässerung und lassen sich mit den proglazialen Sandern verknüpfen.

4.7 Untersuchungen zur spätglazial-frühholozänen Entwicklung des Gewässernetzes im Jungmoränenland südlich Berlins

4.7.1 Einleitung

Die Genese des Gewässernetzes schließt chronologisch an die glaziale und glazifluviale Formung des Arbeitsgebietes an. Mit dem Abschmelzen des Inlandeises und der endgültigen Verlagerung des Urstromes in das Berliner Urstromtal, etablierten sich die Gewässer in der jungen Landschaft neu. Die wichtigsten Elemente des natürlichen Gewässernetzes, die Seen und die Fließgewässer, bestimmen dabei die Forschungsrichtung.

An ausgewählten Beispielen wurde untersucht, inwieweit die in der Literatur (MARCINEK 1968) beschriebenen Phasen der Gewässernetzentwicklung innerhalb des Arbeitsgebietes belegt werden können.


[Seite 140↓]

Als Stillgewässer wird der Töpchiner See beschrieben, als Fließgewässer die Spree. Für die Untersuchungen zur Spreegeschichte wurden Bohrungen in limnischen Sedimenten niedergebracht. Deren Ergebnisse lassen außer der unmittelbaren Datierung der Spreealtläufe auch Rückschlüsse auf die lokale Seenentwicklung zu.

In den vorangegangen Kapiteln wurde bereits mehrmals auf Teilaspekte der Gewässernetzentwicklung eingegangen. Im Kapitel 4.1.1.1 (ab S. 26) wurde der Stülper See, eine der Toteishohlformen im Baruther Urstromtal, beschrieben. Die Besonderheiten der Trockentäler am Nordrand des Fläming, die im Rahmen der spätglazialen Entwicklung in das Gewässernetz mit einzubeziehen sind, wurden ab Seite 35 (Kap. 4.1.4) erläutert. Weiterhin lieferte die Untersuchung der Urstromtalentwicklung um Luckenwalde neue Erkenntnisse zur spätglazialen Entwicklung der Nuthe (Kap. 4.3.3.3, S. 75).

Zur Flussgeschichte der Dahme innerhalb der Talsandfläche von Märkisch Buchholz liegt die aktuelle Untersuchung von BÖTTNER (1999, siehe Kap. 2.4, S. 20) vor.

4.7.2  Der Töpchiner See

4.7.2.1 Beschreibung des Seebeckens

Der Töpchiner See ist ein typischer See im Rückland der Brandenburger Eisrandlage. Wie die meisten Seen im Arbeitsgebiet liegt er innerhalb einer Glazialen Rinne. Sie wurde ursprünglich von Nord nach Süd durchflossen. Mit dem weiteren Rückschmelzen des Inlandeises querte im Bereich von Töpchin ein urstromartiger Schmelzwasserabfluss das Gebiet der Rinne von Ost nach West (siehe Abb. 70). Das Areal des Töpchiner Sees muss zu dieser Zeit mit Toteis plombiert gewesen sein. Wahrscheinlich mit dem Tieftauprozess des Toteises änderte sich im Spätglazial die Entwässerungsrichtung erneut. Von der Ost-West- schwenkte sie auf die noch heute bestehende Süd-Nordrichtung um. Die Rinne wird gegenwärtig entgegen ihrer ursprünglichen Fließrichtung entwässert. Diese Dynamik verdeutlicht die extreme Instabilität des spätglazialen Gewässernetzes im Jungmoränenland.


[Seite 141↓]

Abb. 70: Vereinfachte Geologische Karte der Umgebung von Töpchin


[Seite 142↓]

Ein großer Teil der heutigen Verlandungsmoore – auch der Kernbohrpunkt – war bis in das 19. Jahrhundert hinein noch Seefläche. Die Absenkung des Seespiegels um über einen Meter teilte den Töpchiner See in drei heute getrennte Seebecken. Besonders die beiden südlichen Wasserflächen unterlagen deshalb in den letzten Jahrzehnten einer starken Verlandung.

Die Verlandungsmoore wurden auf ihre Mächtigkeit hin untersucht. Dabei zeigte sich, dass der Großteil der Flächen nur eine geringmächtige Torf- und Muddeauflage besitzt, die 3 Meter nur selten überschreitet. Lediglich westlich des Ortsteiles Waldeck besitzt der Zentralteil des Moores große bis sehr große Mächtigkeiten der spätglazialen und holozänen Sedimente. Wahrscheinlich sind auch die Bereiche der heute noch existierenden Wasserflächen und ihre unmittelbare Umgebung tiefer vermoort. Durch die Bohrungen wurde ein starkes Einfallen der Muddebasis festgestellt. Auf 20 m Horizontalentfernung fällt die Basis über 10 m beckenwärts ein. Die Mächtigkeit der limnischen Sedimente stieg dabei von 3,50 m auf 14,06 m. In den zentralen Moorbereichen 50 m nördlich des Kernbohrpunktes liegt die Muddebasis deutlich unter 15 m Tiefe. Sie konnte mehrmals nicht erfasst werden.

Tab. 11: Schichtverzeichnis Bohrung Töpchin K1

Bohrung TÖP K1

TK 25 Blatt 3847 Teupitz H 5781 250 R 5402 875; 36,5 m ü. NN

Tiefe in cm

Substrat

Bemerkung

0–90

Torf

Schilf-Seggentorf, sehr locker gelagert

90–183

Kalkmudde

grau, Der gesamte Muddekörper ist vivianithaltig.

183–210

Organomudde

gallertartig, kalkhaltig, grau

210–240

Kalkmudde

laminiert, gallertartig

240–370

Organomudde

kalkarm bis -frei, gallertartig, graubraun

370–410

Kalkmudde

dunkelgrau, gallertartig

410–440

Organomudde

dunkelgrau

440–480

Kalkmudde

dunkelgrau, gallertartig

480–540

Organomudde

dunkelgrau, kalkarm bis -frei, gallertartig

540–1340

Kalkmudde

grau bis dunkelgrau

1340–1372

Kalkmudde

dunkelgrau/schwarz

1354

Laacher-See-Tephra

2–3 mm mächtig

1372–1405

Kalksapropel

schwarz, faulig riechend, zum Liegenden zunehmend sandig

1405–1406

Kalkmudde

stark sandig

ab 1406

Fein- bis Mittelsand

humos, grau, mit Rest einer Koniferenwurzel


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Der Kern der Bohrung TÖP K 1 (Tab. 11) wurde ab 10,30 m für eine Pollenanalyse beprobt. Die Proben wurden von Prof. em. Lange ausgezählt.

4.7.2.2  Das Pollendiagramm der Bohrung TÖP K1

Das Pollendiagramm setzt sicher in der Älteren Dryas (PZ I) ein (siehe Pollendiagramm Bohrung Töpchin K1). Eventuell ist mit der untersten Probe an der Basis des Kernes noch das Ende des Bölling erfasst worden. Die 14C-Analyse von Wurzelresten an der Basis hat mit einem kalibrierten Alter von 15390–12360 Jahren das Alter bestätigt. Auch wenn aufgrund des hohen Fehlerwertes keine genaue Einordnung in einen konkreten Abschnitt des Spätglazials erfolgen kann, liegt der Übergang Bölling/Ältere Dryas genau in der Mitte der angegebenen Zeitspanne. Nach Mitteilung von Prof. MAI (Museum für Naturkunde zu Berlin – 1997) handelt es sich bei den Wurzelresten um Koniferenholz, wahrscheinlich Pinus.

Die Ältere Dryas ist mit 7 cm geringmächtig ausgebildet. Zwergsträucher und Sträucher (Helianthemum, Ericaceae, Salix) bestimmen das waldlose Vegetationsbild; die Krautschicht ist unter den lichten Verhältnissen gut entwickelt. Mit Probe 167 erreicht Juniperus einen Maximalwert und leitet über zum Beginn des älteren Alleröds (PZ IIa). Gleichzeitig steigt der Glühverlust in den Proben von Werten um 5–6 % auf über 8 % an (siehe Abb. 137, S. 48). Die Kurven von Salix und von krautigen Sippen sind rückläufig. Betula gewinnt zunächst die Oberhand, gibt sie in der darauffolgenden Subzone IIb (ab Probe 159) aber an Pinus ab. Es entwickelt sich ein Birken-Kiefernwald. Die Laacher-See-Tephra ist im Profil zwischen den Proben 141 und 142 eindeutig im oberen Alleröd lokalisiert. Interessant ist, dass in der Bohrung mit dem Eintrag der Tephra der Karbonatgehalt der Proben von 84 auf 63 % zurückgeht (siehe Abb. 137), und die hohen Werte auch bis zum Ende des Alleröds (Probe 138) nicht wieder erreicht werden. Das gleiche Phänomen trat auch in der Bohrung Stülpe K1 auf (siehe Kap. 4.1.1.1, S. 26).

Den Beginn der Jüngeren Dryas (PZ III) ab Probe 137 kennzeichnet eine weitere Zäsur. Die Pollengehalte von Juniperus, Salix, Hippophae, Helianthemum und besonders Artemisia setzen wieder ein oder steigen deutlich an. Die Pinus-Kurve fällt zwar ebenso deutlich ab, sie dominiert aber trotzdem vor Betula. Sehr auffällig ist im Diagramm der extrem ausgeprägte Sphagnum-Gipfel zu Beginn der PZ III, der noch vor dem Präboreal abklingt. Sphagnum-Reste in den Proben belegen ihr Vorkommen


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in unmittelbarer Nähe des Bohrpunktes. Prof. Lange führt den Gipfel auf eine relative Versauerung und Oligotrophierung der Umgebung zu Beginn der Jüngeren Dryas zurück. Der starke Rückgang der Kalkgehalte in den betreffenden Proben ist ein Indiz dafür. Der gleichzeitige Anstieg der Glühverluste wird aufgrund des verminderten Karbonatniederschlages nur relativ gewesen sein. Ebenso rasch steigen mit dem Ende der Jüngeren Dryas die Karbonatgehalte der Proben wieder kräftig an. Mit 30 cm Mächtigkeit ist die Jüngere Dryas relativ geringmächtig.

Im Gegensatz zur Jüngeren Dryas ist das Präboreal (ab Probe 130) mit knapp 1,5 m außergewöhnlich mächtig. Die gute Ausbildung des Präboreals lässt eine deutliche Dreiteilung dieses Abschnittes erkennen. Auf die anfängliche Erwärmung (IVa) folgt eine leichte Abkühlung (IVb), bis sich dann mit der Subzone Ivc die Erwärmung endgültig durchsetzt. Bei der Subzone IVa handelt es sich um die Frieslandschwankung, der kühlere Abschnitt IVb dürfte die Rammelbeek-Phase (nach BEHRE in BERGLUND, BIRKS, RALSKA-JASIEWICZOWA, WRIGHT 1996) repräsentieren. Zum Ende des Präboreals tauchen mit Corylus, Ulmus und Quercus thermophile Elemente im Diagramm auf.

Das deutliche Maximum von Corylus kennzeichnet das darauf folgende Boreal (PZ V). Die Gattungen des Eichenmischwaldes (Quercus, Ulmus und später Tilia) breiten sich weiter aus. Zum Ende des Boreals erscheint Alnus. Ihr weiteres Ansteigen setzt mit der Probe 103 den Anfang des Älteren Atlantikums (PZ VI), das vom Kiefern-Eichenmischwald beherrscht wird.

Da die folgenden 10,3 m des Bohrprofiles den Zeitabschnitt vom Atlantikum bis zum Subatlantikum enthalten, ist abschätzbar, dass die Sedimentationsraten im jüngeren Holozän deutlich über den Raten des älteren Holozäns und des Spätglazials liegen. Die Sedimentation setzt sich zunächst mit der Ablagerung von Kalkmudden fort. Wiederholt sind Schichten mit höherem organischen Anteil eingeschaltet. Zum Hangenden hin (ab Probe 65) werden die Schwankungen des Karbonatgehaltes größer, teilweise setzt er ganz aus. Es bildeten sich Organomudden. Inwieweit die Schwankungen anthropogenen Ursprunges sind, lässt sich nur mutmaßen.

Die obersten 90 cm Torf lagern extrem locker. Es handelt sich um Bildungen, die jünger als 150 Jahre sind, als mit der Seespiegelabsenkung der Bereich der Kernbohrung verlandete.


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4.7.3  Zur spätglazial-frühholozänen Entwicklung der Spree im Unterspreewald

4.7.3.1 Einleitung

Anders als Dahme und Nuthe entspringt die Spree nicht im Tiefland. Ihre Quellen befinden sich im Lausitzer Bergland. Das Breslau-Magdeburg-Bremer (Lausitzer) Urstromtal querend, durchbricht sie den Niederlausitzer Grenzwall. Nördlich von Cottbus mündet sie auf einem großen Schwemmkegel in das Baruther Urstromtal ein. CEPEK (1965) datierte den Durchbruch der Spree durch den Grenzwall auf die Zeit der Brandenburger Eisrandlage (siehe Literaturdiskussion Kap. 2.4, S. 18).

Nach dem Verlassen des Schwemmsandfächers beginnt die charakteristische Flusslaufverzweigung der Spree. Sie stellt als Spreewald eine der bekanntesten Niederungslandschaften in Deutschland dar. Mit der Stadt Lübben im Zentrum teilt sie sich in den Ober- und Unterspreewald auf. Anders als der Oberspreewald, der im Baruther Urstromtal liegt, befindet sich der kleinere Unterspreewald vollständig im Rückland der Brandenburger Eisrandlage. Der Durchbruch der Spree durch die Eisrandlage wurde ihr durch Schmelzwässer, die in diesem Gebiet aus dem Urstromtal ausbrachen, vorgezeichnet (Kap. 4.3.3.5, S. 78). Die Fortsetzung der Abflussbahn kann über die Talsandfläche von Märkisch Buchholz bis in das Berliner Urstromtal gezogen werden (Kap. 4.3.4.4 ab S. 82). Dennoch benutzt die Spree diesen Abflussweg nur bis zum Unterspreewald. Unmittelbar nördlich davon wendet sich der Fluss nach Osten. In der Brieschter Talung (Abb. 2, S. 6) behält er 15 km die östliche Richtung bei, bevor er in der Schwielochseerinne wieder nach Norden einschwenkt. Am nördlichen Ende der Rinne erreicht der Fluss das Berliner Urstromtal, um dessen Gefälle bis zur Mündung zu folgen.

Als hilfreich bei der Erforschung der fossilen Spreeläufe erwies sich die Tatsache, dass der heutige Unterspreewald mit seinen aktiven Laufverzweigungen weniger als halb so breit ist wie die Talsandniederung, in der er liegt. Die zeitlich aufeinanderfolgenden Altläufe der Spree sind innerhalb der 9 km breiten Talsandniederung auch räumlich voneinander getrennt. Die Flussbetten der Urspree wurden so zumindest teilweise vor jüngerer Zerstörung bewahrt. Mit dem Begriff „Urspree“, eine Anlehnung an LEMBKE (1936), werden nachfolgend alle Altläufe der Spree bezeichnet, die in Verlauf und/oder Gerinnebettentwicklung von der heutigen Spree deutlich abweichen.


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Abb. 71: Übersicht zum Unterspreewald


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4.7.3.2  Die braided river-Strukturen der Landgraben-Urspree

Als älteste nachweisbare Generation von Altläufen der Spree sind entlang des heutigen Landgrabens braided river-Strukturen nachweisbar, die als Landgraben-Urspree bezeichnet werden. Die Anlage der Landgrabenniederung, die etwa 5 km nordöstlich von Lübben beginnt und über Dürrenhofe und Gröditsch in nördlicher Richtung verläuft, erfolgte periglazial-fluvial. Zwischen dem Beginn der Landgrabenniederung und dem Stadtzentrum von Lübben lassen sich östlich von Börnichen weitere, zum Teil von Dünen überwehte, rinnenartige Strukturen nachweisen, die ebenfalls als fossile braided river-Flussbetten gedeutet werden (Untersuchungspunkt 1 – siehe Abb. 71, S. 146). Der Verlauf der Landgraben-Urspree zweigte bei Lübben von dem der rezenten Spree ab. Die Ursache der Spreeablenkung bei Lübben wird in den Dünenzügen gesehen, die im Stadtgebiet und nördlich der Stadt den rezenten Flusslauf queren. Der direkte Weg von Lübben nach Norden wurde zu dieser Zeit noch durch die Dünen blockiert.

Die holozäne Torfakkumulation hat innerhalb der Landgrabenniederung bei Dürrenhofe den größten Teil der Altläufe verdeckt, auch wenn die Torfauflage nicht die Mächtigkeit von 50 cm überschreitet (Punkt 2 – Abb. 71). Das braided river-System der Landgraben-Urspree ist lediglich östlich und nordöstlich von Kuschkow direkt beobachtbar, wo der Verlauf des heutigen Landgrabens und der Urspree voneinander abweichen (Punkt 3). Etwa 5 km nordöstlich von Kuschkow konnten unter Waldbedeckung weitere braided river-Strukturen nachgewiesen werden (TK 25 Blatt 3950 Groß Leuthen Zentrum: H 5774 075 R 5434 375). Der Fluss benutzte zu dieser Zeit bereits das Brieschter Tal und die Schwielochseerinne. Der Verlauf der Landgraben-Urspree war von der Talsandniederung des Unterspreewaldes aus eindeutig nach Osten gerichtet.

Zwischen Gröditsch und Kuschkow bildet die Landgraben-Urspree eine durchschnittlich 500 m breite Zone verwilderter Flussläufe, die sich minimal auf etwa 200 m verengt, aber auch 1 km Breite erreichen kann (siehe Abb. 72, S. 148). Die ältesten Flussläufe grenzen mit einer oft undeutlichen Stufe an das nur wenige Dezimeter höher gelegene Talsandniveau des Unterspreewaldes. Ursprünglich waren sie sicher etwas tiefer eingeschnitten, da Bohrungen eine Füllung der Altläufe mit periglazialen, wahrscheinlich äolischen Sedimenten, nachweisen konnten.


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Abb. 72: Die braided river-Strukturen bei Kuschkow


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Im Bereich von Kuschkow grenzt die Landgraben-Urspree stufenlos an eine subglazial angelegte Rinne (Punkt 4). Diese Rinne ist nahezu vollständig mit organischen Sedimenten gefüllt. Sie bildet – abgesehen von kleinen Restflächen des Dürrenhofer Sees – das heutige Kuschkower Luch. Stellenweise überschreitet die Mächtigkeit der limnischen und telmatischen Füllung 20 m. Sie zeigt aber nirgendwo fluviale Beeinflussung an. Demnach muss diese Rinne zur Bildungszeit der braided-river Strukturen mit Toteis plombiert gewesen sein. Außerdem wäre bei Existenz eines benachbarten Rinnensees die Urspree durch diesen See abgeflossen. Braided river-Strukturen wären dann nicht entstanden.

Abb. 73: Profile durch das Kuschkower Luch

In Tab. 12 (S. 149) ist ein Bohrprofil vom Westufer des Dürrenhofer Sees aufgeführt. Aus der unmittelbaren Nachbarschaft dieser Bohrung wurden die Proben für die Pollenanalyse entnommen. Bei einer Entfernung der Bohrpunkte von nur 5 m erreichte die Pollenbohrung die sandige Basis bereits 3 m früher. Die zwischengeschalteten Feinsande bei 1350–1420 cm Tiefe wurden in dieses Profil wahrscheinlich eingeweht. Unmittelbar westlich schließt an die Verlandungszone des Sees ein Dünengebiet an, welches als Liefergebiet fungierte. In Anbetracht des [Seite 150↓]Pollenprofils kommt als Bildungszeit der Sandeinwehungen die Jüngere Dryas in Frage. In den Bohrungen nördlich des Dünengebietes fehlen diese Einlagerungen.

Tab. 12: Schichtverzeichnis Bohrung Dür6

Bohrung Dür6

TK 25 Blatt 3949 Schlepzig H 5767 300 R 5427 275; 45,5 m ü. NN

Tiefe in cm

Feldansprache

Bemerkung

0–115

Torf

Braunmoos-Seggentorf, Zersetzungsgrad 1, sehr locker gepackt

115–280

Organomudde

olivegrau mit Pflanzenresten

280–320

Organomudde

dunkelolivegrau

320–430

Organomudde

olivegrau

430–700

Organomudde

lebermuddeartig, olivegrau

700–1310

Organomudde

lebermuddeartig, oliveschwarz

1310–1335

Organomudde

schwarz

1335–1350

Organomudde

Rhythmit, hellgrau-schwarz

1350–1420

Organomudde

Rhythmit, hellgrau-schwarz, mit Feinsandlagen, karbonathaltig

1420–1525

Kalkmudde

Rhythmit, dunkelgrau-schwarz

1525–1530

Torf

Braunmoos?, muddig

1530–1532

Sand

Feinsand, grau

1532–1540

Kalkmudde

grau

1540

Fein-Mittelsand

grau

Die Auszählung und Auswertung der Pollenproben vom Dürrenhofer übernahmen freundlicherweise Dr. BRANDE und G. HINZ. Dr. BRANDE (mündliche Mitteilung 1999) datierte die Basis der limnischen Sedimente in das frühe Alleröd. Wahrscheinlich ist mit der untersten Probe noch die Ältere Dryas erfasst worden (siehe Abb. 74, S. 152). Das Pollenprofil umfasst weiterhin in typischer Ausbildung das Alleröd und den unteren Abschnitt der Jüngeren Dryas. Die Laacher-See-Tephra fehlt in den Ablagerungen. Sie wurde 8 km weiter nördlich bei einer Bohrung der Freien Universität Berlin im Neuendorfer See nachgewiesen (mündliche Mitteilung Dr. BRANDE 2000).

Die limnischen Ablagerungen zeigen keine fluviale Beeinflussung an. Aus diesem Grund wird davon ausgegangen, dass in der Älteren Dryas die Landgraben-Urspree nicht mehr in Funktion war.


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Abb. 74: Pollenprofil Dürrenhofer See


[Seite 152↓]

4.7.3.3  Die Pretschener Urspree

Nördlich von Lübben (Punkt 5, Abb. 71, S. 146) und entlang der heutigen Pretschener Spree (Punkt 6) lassen sich in einem kilometerbreiten Gürtel aneinandergereihte fossile Großmäander beobachten. Diese Phase der Spreeentwicklung wird als Pretschener Urspree bezeichnet. Da Mäander im Bereich des Landgrabens fehlen, ist anzunehmen, dass der Durchbruch der Urspree durch den Dünenkomplex im Stadtgebiet von Lübben noch unter braided river-Bedingungen erfolgte. Weiter östlich können die Großmäander bis an den Schwielochsee verfolgt werden. Sie sind mit einem Durchmesser von durchschnittlich 500 m deutlich größer als die der rezenten Spree mit etwa 130–200 m. Ihre Eintiefung in das Talsandniveau erreicht mit 1–1,5 m größere Beträge als die der braided river-Strukturen. Sowohl auf den Luftbildern als auch im Gelände sind die typischen Mäanderformen wie die halbkreisförmigen Unterschneidungskanten an den Prallstellen, ehemalige Uferwälle und Strombahnen deutlich erkennbar.

Abb. 75: Großmäander an der Pretschener Spree


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Die Strombahnen sind meist mit geringmächtiger Torfauflage verfüllt, deren Mächtigkeit 1,3 m nicht überschreitet. Aufgrund der vielen Gemeinsamkeiten werden die Großmäander mit denen im Berliner Urstromtal verglichen, deren Entstehung zuletzt in das Bölling datiert wurde (SCHULZ/STRAHL 1997). Die Spree floss zu dieser Zeit gebündelt als Pretschener Urspree ab. Weitere Spreearme hat es damals nicht gegeben.

Der Pretschener „Spreedurchbruch“ zwischen dem Wein- und dem Mühlenberg (Punkt 7, Abb. 71, S. 146), erscheint zunächst als ein fluvialer Durchbruch (siehe Abb. 76, S. 154). Der Großmäandergürtel setzt aus und die Aue verengt sich schlagartig auf 130 m. Da der Fluss nördlich des Mühlenberges einen „bequemen“ Weg im Talsandniveau benutzen könnte, wirkt der „Durchbruch“ zunächst widersinnig.

Die Engstelle wurde aber nicht von der Spree geschaffen. Vielmehr ist zwischen den beiden Erhebungen, deren genaue Genese problematisch bleibt, die Fortsetzung der Glazialen Kossenblatter See-Rinne zu suchen. Vom austauenden Eis angezogen, benutzte die Pretschener Urspree lediglich das tiefliegende Gebiet. Darauf wies bereits LEMBKE (1936) hin.

Unter den bis zu 6,6 m mächtigen fluvialen Sanden im „Durchbruch“ belegen Mudden die vormalige Existenz eines Sees, der von der Pretschener Urspree aufsedimentiert wurde (Tab. 13, S. 155). Aufgrund der fast ausschließlichen Pollenführung aus aufgearbeiteten Tertiärpollen konnten die Mudden nicht datiert werden. Nach mündlichen Mitteilung von Dr. BRANDE(1999) ist der hohe Anteil an umgelagerten Pollen ein Indiz für ein wahrscheinlich spätglaziales Alter der limnischen Sedimente. Nachdem die Urspree den Durchbruch und die Glaziale Rinne passiert hatte, kam es 3 km nordöstlich von Pretschen, bei dem Dorf Plattkow, wieder zur Ausbildung von Großmäandern.

Während die braided river-Strukturen keinerlei Beziehung zu den später ausgetauten Toteishohlformen zeigen, lehnt sich der Verlauf der Pretschener Urspree an bereits ausgetaute Seebecken an.


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Abb. 76: Der Pretschener „Spreedurchbruch“


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Tab. 13: Schichtverzeichnis Bohrung Pretsch K1

Bohrung Pretsch K1

TK 25 Blatt 3949 Schlepzig H 5773 910 R 5430 625; 43,5 m ü. NN

Tiefe in cm

Feldansprache

Bemerkung

0–20

Torf

Zersetzungsgrad > 7, schwarzbraun

20–45

Feinsand

schluffig, braunfleckig, marmoriert

45–160

Feinsand

schwach humos, mit Wurzelresten, grau

160–400

Mittelsand

grobsandig, schwach humos, grau

400–430

Kernverlust

430–530

Feinsand

z.T. stark humos, dunkelgrau

530–550

Feinsand/Grobschluff

humos, grau

550–660

Feinsand

grobsandig, humos, grau, ab 640 schwach karbonathaltig

660–800

Kalkmudde

schluffig, dunkelgrau, glimmerhaltig

800–820

Kernverlust

820–830

Geschiebemergel

tonig, blaugrau

830–840

Grobsand

kiesig

840–860

Geschiebemergel

sandig, grau

860-1700

Sand

Fein-Grobsand, z.T. kiesig, schwach karbonathaltig, grau

4.7.3.4 Der Großmäander am Köthener See

Durch das Trockenfallen der Pretschener Urspree verlagerte sich der Abfluss erstmals in das Kerngebiet des heutigen Unterspreewaldes zwischen Schlepzig, Krausnick und Leibsch. Als ältestes Zeugnis fluvialer Aktivität in diesem Gebiet hat sich ca. 2 km westlich von Leibsch am Köthener See ein Großmäander isoliert erhalten (Punkt 8, Abb. 71, S. 146).

Auch wenn die weitere Anbindung des Großmäanders unsicher ist, so kann eine Entwässerung nach Norden praktisch ausgeschlossen werden. Die nördliche Umgebung des Mäanders liegt deutlich höher als der Mäander (etwa 1–1,5 m). Fluviale Formen fehlen dort vollständig. Der Mäander ist aber ein Beweis dafür, dass solche Formen durchaus bis in die Gegenwart Bestand haben können.

Der Großmäander öffnet sich nach Süden. Dort sind Altläufe der Wasserburger Spree aus historischer Zeit zu finden. Es ist anzunehmen, dass dort ehemals vorhandene Großmäander jüngerer Erosion zum Opfer fielen. Die Wasserburger Spree wurde in den 60er Jahren im Rahmen der Komplexmelioration in der DDR weitgehend beseitigt, wodurch fluviale Formen zusätzlich zerstört wurden.


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Abb. 77: Der Großmäander östlich des Köthener Sees

Die meist feinsandigen Sedimente des Großmäanders verzahnen sich in ihrem nordwestlichen Teil mit limnischen Ablagerungen des Köthener Sees. Dies und die fehlende Wasserscheide zwischen dem See und der rezenten Spree sprechen dafür, dass der Köthener See im Spätglazial und im Holozän zumindest einmal von der Spree durchflossen wurde. Sowohl die Mündung als auch der Ausfluss befanden sich am Ostufer des Sees. Am Nordufer fehlen fluviale Formen vollständig, das West- und Südufer wird von der deutlich höheren Krausnicker Platte eingenommen.

Innerhalb des Großmäanders überlagert eine mehrere Meter mächtige Sanddecke die Mudden. Ihre Mächtigkeit schwankt dabei zwischen 3 und 7 m. In der Verlandungszone am Ostufer des Sees wurde eine bis zu 7 m mächtige Mudde-Sand-Wechsellagerung durchteuft (Tab. 14, S. 157). Während die fluviale Genese der Sande im westlichen Teil des Großmäanders außer Zweifel steht, kann es sich [Seite 157↓]bei den Sanden in der Wechsellagerung auch um bei Stürmen aufgearbeitete Ufersedimente handeln. Der Köthener See ist als West-Ost ausgerichteter See anfällig für starke Wellenbildung.

Im nordwestlichen Teil des Großmäanders wurden aus 3,9 bis 4,5 m Tiefe Muddeproben für die Pollenanalyse entnommen (siehe Abb. 78, S. 159). Dr. BRANDE stellt die Proben in das Bölling. Der sehr hohe Anteil an Strauch- (z.B. Hippophae [Sanddorn] sowie Salix [Weide]) und Nichtbaumpollen (z.B. Artemisia) rechtfertigt die Einordnung. Des weiteren sprechen typische Heliophyten für eine relativ offene Landschaft. Der deutliche Anteil thermophiler Elemente bei den Gehölzpollen sowie der durchgehend hohe Gehalt an Präquartärpollen ist auch hier auf die Umlagerung älteren Materials zurückzuführen. Die Proben blieben aber datierbar. Das hohe Alter des Profiles korreliert sehr gut mit den aus dem Berliner Urstromtal gewonnenen Daten (SCHULZ/STRAHL 1997) und bestätigt auch hier die spätglaziale Entstehung der Großmäander. Gleichzeitig ist der Großmäander ein Beleg für den gebündelten Abfluss der Spree zu dieser Zeit.

Die braided river-Strukturen der Landgraben-Urspree fielen demnach schon mit dem Bölling trocken, da zu dieser Zeit die nächst jüngere Flussbettgeneration gebildet wurde.

Tab. 14: Schichtverzeichnis Bohrung SM 9

Bohrung SM 9

TK 25 Blatt 3948 Oderin H 5772 760 R 5419 920; 43,5 m ü. NN

Tiefe in cm

Feldansprache

Bemerkung

0–200

Torf

stark sandig, schwarzbraun

200–280

Sandmudde

mit Pflanzenresten, dunkelgrau

280–298

Sandmudde

dunkelgrau

298–330

Organomudde

sandig, dunkelgrau

330–370

Kalkmudde

dunkelgrau-schwarz

370–430

Kalkmudde/Feinsand

enge Wechsellagerung

430–445

Kalkmudde

dunkelgrau

445–635

Kalkmudde/Feinsand

enge Wechsellagerung, mit Pflanzenresten

635–660

Sand

Fein-Mittelsand, karbonathaltig, grau


[Seite 158↓]

Abb. 78: Pollenprofil der Bohrung SM2 am Köthener See


[Seite 159↓]

4.7.3.5  Die Lubolz-Krausnicker Urspree

Zwischen der Entstehung der Großmäander und dem heutigen Anastomosieren der Spree lag noch eine Phase der Bildung von Kleinmäandern. Nach zwei Fundpunkten der Kleinmäander wird diese Phase der Spreeentwicklung Lubolz-Krausnicker Urspree genannt. Weiterhin lassen sich auch an der Pretschener Spree Kleinmäander nachweisen (siehe Abb. 75, S. 152).

Abb. 79: Kleinmäander 1km südöstlich von Krausnick

Ihr Durchmesser entspricht denen der rezenten Spree außerhalb des Spreewaldes. Daher ist anzunehmen, dass zu ihrer Bildungszeit die Spree nicht anastomisierte, sondern gebündelt abfloss. Ein Abfluss im Wechsel über den Neuendorfer See und über die heutige Pretschener Spree wird dabei für möglich gehalten. Der Pretschener Spreearm war nach dem Beginn der Flusslaufverzweigung noch bis in historische Zeit ein der Hauptspree gleichwertiger Abflussweg. Erst die Melioration durch den [Seite 160↓]Menschen degradierte ihn zu einem besseren Abzugsgraben.

Untersucht wurden die Kleinmäander 1,5 km südöstlich von Krausnick (Punkt 9 Abb. 71, S. 146) und 1,5 km nordöstlich von Lubolz (Punkt 10).

Abb. 80: Kleinmäander 1,5 km nordwestlich von Lubolz

Im Gegensatz zu den flach vermoorten Großmäandern erwiesen sich beide Kleinmäander als relativ mächtig mit organogenen und fluvialen Sedimenten verfüllt. Zum Teil wurde erst nach 3 m die Basis der Altarmfüllung erreicht. Der Aufbau der Füllung ist in beiden Mäandern ähnlich ausgebildet. Die Basis bilden Organomudden, die zum Teil einen schwachen Karbonatgehalt aufweisen. Überdeckt werden die Mudden von Torfen und fluvialen, stark humosen Feinsanden, die als Hochwasserablagerungen innerhalb der Altarme gedeutet werden. Im Hangenden [Seite 161↓]der Sande folgt meist ein mäßig bis stark zersetzter Bruchwaldtorf. Das Profil Krausnick wird von anthropogenen Sanden abgeschlossen, die im Zuge der Melioration auf die vermoorten Flächen gebracht wurden.

Abb. 81: Profile durch spätglazial-frühholozäne Kleinmäander im Unterspreewald

Die relativ große Mächtigkeit der Altarmfüllung führt zu dem Schluss, dass die Sedimentation unmittelbar nach dem Totfallen des Spreearmes einsetzte. Zur Datierung der liegenden Mudden wurden jeweils Proben für die Pollenanalyse entnommen. Die Auszählung und Auswertung übernahm freundlicherweise Dr. J. STRAHL vom LGRB in Kleinmachnow. Die nachfolgenden Datierungen beziehen sich auf ihre palynologischen Einstufungen.

Für den Krausnicker Kleinmäander begann bereits im Jüngeren Alleröd das Altwasserstadium. Von den insgesamt vier Proben wurden die beiden liegenden in das jüngere Alleröd und die hangenden Proben in die Jüngere Dryas eingeordnet. [Seite 162↓]Damit wird der Beginn der Entstehung von Kleinmäandern im Gebiet des Unterspreewaldes in das Spätglazial datiert.

Altholozänen Alters ist der Kleinmäander bei Lubolz. Die Ablagerung der Stillwassersedimente setzte bei ihm im Präboreal ein. Alle Proben aus der basalen Mudde werden von Dr. J. STRAHL in den ältesten Holozänabschnitt gestellt. Auch wenn die beiden Kleinmäander damit unterschiedlich alt sind, so repräsentieren sie doch eine Phase der Gerinnebettentwicklung.

Die palynologischen Einstufungen werden von der 14C-Datierung bestätigt (AMS-Datierung: Christians-Albrecht-Universität Kiel). Untersucht wurden Holzreste an der Basis der Mudden, die nach dem Geländebefund hineingefallen waren:

Tab. 15: Ergebnisse der 14C-Analyse von Holzresten aus Kleinmäandern der Spree im Unterspreewald

Probe

Probenbez.

Material

Tiefe m

δ13C ‰

14C-Alter Jahre v. h.

kalibriertes Zeitinterv. cal ...

KIA10528

Kraus 248

Holz

2,48

-27,49 ± 0,10‰

11472 ± 74

BC 11828–11249

KIA10529

Lub 285

Holz

2,85

-28,28 ± 0,10‰

9663 ± 43

BC 9218–8938

Das Einsetzen der rezenten Flusslaufverzweigung der Spree im Unterspreewald kann damit sicher in das Holozän gestellt werden. Allerdings kann über den genauen Zeitpunkt beim gegenwärtigen Wissensstand nur spekuliert werden. Es ist durchaus möglich, dass das Anastomosieren der Spree erst durch menschlichen Einfluss initiiert wurde. Wenn durch Rodungen im Einzugsgebiet die Flussfracht deutlich erhöht wurde, konnte es in den Niederungen des Ober- und Unterspreewaldes mit dem geringen Gefälle zur Flusslaufverzweigung kommen. Lediglich der Dünendurchbruch von Lübben wirkt konzentrierend auf den Abfluss.

Da der Neuendorfer See unmittelbar nördlich des Unterspreewaldes eine Sedimentfalle darstellt, endet mit ihm die Flusslaufverzweigung. Unter natürlichen bis quasinatürlichen Verhältnissen fließt die Spree als anastomosierender Fluss in den See hinein und verlässt ihn als mäandrierender Fluss (Mäanderdurchmesser 130 m).

Die limnische Sedimentation im Neuendorfer See setzt nach einem bisher unveröffentlichtem Pollendiagramm von A. BRANDE (mündliche Mitteilung 2000) in 19,7 m Sedimenttiefe im jüngeren Alleröd, 0,5 m unterhalb der Laacher-See-Tephra, ein (PZ IIb). Unterlagert werden die Mudden von einer Mudde-Sand-Wechsellagerung aus dem nicht näher datierbaren Präalleröd.


[Seite 163↓]

4.7.3.6  Zur Ursache der Spreeablenkung

Alle nachgewiesenen Altläufe der Spree sind von der Niederung des Unterspreewaldes nach Osten gerichtet. Nördlich und nordwestlich davon fehlen fluviale Formen. Eine nachträgliche Zerstörung derselben wird ausgeschlossen, da die nachgewiesenen Altläufe belegen, dass spätglazial-fluviale Formen bis in die Gegenwart bestand haben können. Der hypothetische Abfluss der Spree nach Norden (LEMBKE 1936) wird damit widerlegt. Die Spree ist nach dem Versiegen des Urstromes immer nach Osten und nie nach Nordwesten über die Talsandfläche von Märkisch-Buchholz abgeflossen. Das Ergebnis wird durch die Untersuchungen von BÖTTNER (1999) an der Dahme gestützt.

Problematisch bleibt der Widerspruch zwischen dem stets ostgerichteten Verlauf der Spree und der glazifluvial vorgezeichneten Nordwestrichtung. Da der Abfluss in nordwestliche Richtung deutlich gefällereicher wäre, erscheint eine Ostablenkung des Flusses widersinnig. Das Austauen von Toteis kann als Ursache des ostgerichteten Spreelaufes ausgeschlossen werden. Die Landgraben-Urspree ist eindeutig älter als das Austauen der verschütteten Eisblöcke.

Das Aufwehen von Dünen kann einen Fluss von der Größe der Spree kaum über größere Entfernungen abdrängen. Außerdem sind die vom Wind mitgeführten Sande für das fließende Wasser sehr gut transportabel.

Ein bereits aufgewehtes Dünenfeld bildet aber ein schwer zu überwindendes Hindernis für einen in das Gebiet einbrechenden Fluss. Der Dünenkomplex südöstlich von Märkisch Buchholz (siehe Abb. 82, S. 164) schirmt die dortige Talsandfläche heute wirkungsvoll gegen den Unterspreewald ab. Es wird deshalb angenommen, dass der Durchbruch der Spree durch den Lausitzer Grenzwall jünger ist als der letzte glazifluviale Abfluss im Baruther Urstromtal. Damit lagen nach dem Versiegen des Urstromes die Niederung des Unterspreewaldes und die Talsandfläche von Märkisch-Buchholz weitgehend trocken. Die Aufwehung der großen Dünenzüge begann. Die vom Lausitzer Urstromtal in das Baruther Urstromtal einbrechende Spree stieß bei Lübben auf zumindest teilweise aufgewehte Dünen und wich ihnen nach Osten über die Landgrabenniederung aus. Weitere Dünenfelder in der Niederung des Unterspreewaldes und bei Märkisch Buchholz führten zur Ablenkung in das Brieschter Tal und die Schwielochseerinne. Der Spree gelang im [Seite 164↓]Spätglazial nur noch der Durchbruch durch die Dünenbarriere um Lübben.

Dass die Spree erst relativ spät den Lausitzer Grenzwall durchbrach, wurde von CEPEK (1965) belegt (siehe Kap. 2.4, S. 18). Gleichzeitig verknüpfte er die älteste Spreeterrasse nach dem Durchbruch mit dem oberen Baruther Urstromtalniveau und damit mit der Brandenburger Eisrandlage. Eine Verbindung der Spreeterrassen mit denen des Baruther Urstromtales ist aber nicht möglich, da der Cottbusser Schwemmsandfächer der Spree auf dem Boden des Baruther Urstromtales genaue Terrassenzuordnungen verwischt. Der Schwemmfächer kann als ein – wenn auch nicht sicheres – Indiz für den jüngeren Durchbruch der Spree nach dem Versiegen des Urstromes gewertet werden.

4.7.4 Zusammenfassung der Untersuchungsergebnisse zur spätglazial-frühholozänen Entwicklung des Gewässernetzes

Instabilität kennzeichnet die Gewässernetzentwicklung im Gebiet der Töpchiner Seerinne, wo sich drei verschieden alte Abflusswege kreuzen. Die älteste, Nordsüd ausgerichtete glaziale Entwässerung existierte sicher nur kurzzeitig, ebenso die von Ost nach West gerichtete glazifluviale. Als stabil erwies sich lediglich der spätglazial-holozäne Abfluss. Er benutzt die glaziale Rinne entgegen der ursprünglichen Entwässerungsrichtung. Dies wurde durch die Entstehung der Rinnenseen infolge des Toteistieftauens sowie durch die allgemeine Abdachung des Geländes nach Norden bewirkt. Die Pollenanalyse der basalen Sedimente des Töpchiner Sees, die den Beginn der Sedimentation in das ausgehende Bölling stellt, spricht für die Inbetriebnahme der jüngsten Entwässerungsrichtung und den Beginn des Tieftauens von Toteis spätestens zu dieser Zeit.

Die Spree hat im Unterspreewald vier verschiedene Gerinnebettgenerationen ausgebildet:

Spätglaziale braided river-Strukturen, im Bereich des heutigen Landgrabens gelegen, werden für das nordostdeutsche Jungmoränenland erstmals beschrieben. Sie kreuzen bei dem Dorf Kuschkow eine subglaziale Rinne, deren limnische Füllung keine fluviale Beeinflussung anzeigt. Die braided river-Strukturen sind älter als das Austauen des Toteises. Die Basis der Mudden (Ältere Dryas) ist demnach jünger als der letzte Spreedurchfluss.


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Abb. 82: Spätglazial-frühholozäne Flussläufe im Unterspreewald


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Die Großmäander entlang der heutigen Pretschener Spree und am Köthener See werden in Form, Größe und Beschaffenheit mit den Großmäandern aus dem Berliner Urstromtal verglichen. Ihr Verlauf wird von Toteishohlformen beeinflusst. Im Bereich des Köthener Sees verzahnt sich ein Großmäander mit limnischen Sedimenten, die in das Bölling eingestuft wurden.

Die Bildung der Kleinmäander setzte im Alleröd ein und hielt zumindest bis in das Präboreal an. Kleinmäander können daher nicht pauschal in das Holozän datiert werden.

Die rezente Flusslaufverzweigung der Spree im Unterspreewald setzte nach dem Präboreal ein.

Alle Spreeläufe zeigen vom Unterspreewald aus nach Osten und widerlegen die Theorie (siehe Kap. 2.4 ab S. 18), wonach die Spree bis zum Spätglazial den kürzeren, glazifluvial vorgezeichneten Weg direkt nach Norden in das Berliner Urstromtal genommen hat. Die Spree ist nach Beendigung der glazifluvialen Prozesse im Gebiet des Unterspreewaldes stets nach Osten abgeflossen. Die Ursache dieser Abflussrichtung wird in dem späten Durchbruch der Spree durch den Lausitzer Grenzwall gesehen, der nach dem Trockenfallen des Baruther Urstromtales erfolgte. Die Aufwehung von Dünenfeldern bei Lübben und Märkisch-Buchholz blockierte den kürzeren Weg nach Berlin.


Fußnoten und Endnoten

1 Die Ortsbezeichnung „Bunter Stiel“ kennzeichnet den ehemaligen Standort der Grenzpfähle zwischen Sachsen und Preussen bis 1815. Sie hat sich bis heute erhalten.

2 Die Aufspaltung der Pätzer Seen-Rinne in zwei parallel verlaufende Arme lässt sich auf der TK 1:25.000 Blatt 3747 Königs-Wusterhausen gut beobachten.



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23.09.2004