56—69 Eiszeitalter u. Gegenwart 41 Hannover 1991 12 Abb.

Genese und Stratigraphie periglazialer Deckschichten auf der Hochfläche des Ost-Hunsrücks (Rheinisches Schiefergebirge)

PETER FELIX-HENNINGSEN, ERNST-DIETER SPIES & HEINRICH ZAKOSEK *)

Tertiary, quaternary, stratigtaphy, genesis, sapiolit, soil profile, periglacial cover sediments Rheinland-Pfalz, East-Hunsrück, Rhenish Massif

Kurzfassung: Aus den unterdevonischen Schiefern und lehm mit einem hohen Anteil an Laacher-Bims-Aschen. Sandsteinen des Osthunsrücks bildete sich unter warm­ Auch dieses Substrat wurde in den Hochlagen des Mittel­ humiden Klimabedingungen des ausgehenden Mesozoikum gebirges noch solifluidal verlagert. In den Erosionslagen im und Tertiär eine kaolinitische Verwitterungsdecke mit einem Bereich der Talsohle der quartären Täler fehlt die meso­ bis zu 150 m mächtigen Saprolit. In den Kaltzeiten des zoisch-tertiäre Verwitterungsdecke vollständig. Aus dem Pleistozäns war das Rheinische Schiefergebirge Periglazial- freigelegten frischen Schiefer entstand durch Kryoklastik ein gebier. Als Folge der tektonischen Hebung führte die von grober Frostschutt, der kaum noch solifluidal verfrachtet den großen Flüssen Rhein und Mosel ausgehende rück­ wurde. Die Feinsubstanz der Schuttdecke resultiert im schreitende Erosion zur Zerschneidung der Rumpffläche wesentlichen aus der Einspülung von bimshaltigem Staub durch Kerbtäler und zu ihrer randlichen Auflösung in im Alleröd und der Jüngeren Tundrenzeit. Riedel. Kryoklastik, Solifluktion und fluviale Abspülung führten auch in den Plateaulagen zu einer Abtragung der oberen Abschnitte der präpleistozänen Verwirrerungs- [Genesis and stratigraphy of periglacialer layer decke. Über dem mesozoisch-tertiären Saptolit wurden peri­ sequences in the flat upland area of the eastern Hunsruck glaziale Deckschichten abgelagert. In den Plateaulagen und (Rhenish Massif] mäßig geneigten Hanglagen der quartären Täler sind drei Schichtkomplexe ausgebildet, die sich schwermineralogisch, Abstract: In the eastern Hunsrück area under warm humid petrographisch und morphologisch untergliedern lassen. Die climatic conditions of Upper Mesozoic and Tertiary, a kao- weichen bis mürben Saprolitgesteine gingen durch Frost­ linitic weathering mantle, with an up to 150 metres thick sprengung und Solifluktion in eine struktutlose lehmige saprolire developed from Lower Devonian slates and sand Basisfolge über, die noch frei von lößbürtigen Schwetmine- stones. During the cold periods of the Pleistocene the ralen ist. Ihr Mineralbestand und der Skelettanteil werden Rhenish Massif was a periglacial region. In consequence of von dem Verwitterungsgrad des unterlagernden Saptolits be­ tectonic uplift of the peneplain the big streams Rhine and stimmt. Über der Basisfolge lagert, mit deutlicher Schicht- Mosel incised deeper and deeper into the basement rocks. grenze abgesetzt, eine Mittelfolge aus lößlehmhaltigen Soli- fluktionsdecken. Ihre mikromorphologischen Merkmale ei­ The triburaries forced rheir way onward to the watersheds of nes reliktischen, periglazial überprägten Bt-Horizonts, der rhe flat upland area and led to a dissection by V-shaped zu einer interglazialen Parabraunerde gehörte, lassen den valleys. The pre-Pleistocene soils of the relict plains the Schluß zu, daß ein Teil der Lößsedimentation und damit were vastly removed by combined processes of congelifrac- auch die Genese der Basis- und Mittelfolge mindestens in tion, solifluction and fluvial denudation. On top of the das Rißglazial zu stellen ist. Während des Würms war die exposed pte-Pleistocene saprolire periglacial sediment layets flächenhafte Abtragung der Landoberfläche somit nur rela­ were deposited. In level to slightly inclined areas they can be tiv schwach. Abermals wurde die Mittelfolge dutch perigla- subdived into three individual layer complexes by heavy- ziale Umlagerungsprozesse und weitere Lößbeimengung mineralogical, petrographical and morphological charac­ überprägt. Den Abschluß der Deckschichrenfolge bildet ein teristics. The loamy, structureless basal sequence, which is äolisches Decksediment der Jüngeren Tundrenzeit aus Löß- still free of loessial heavy-minerals, derived directly from the soft to friable saprolire below by processes of congeliftaction and solifluction. The degree of weathering of the underlying saprolite determines minetalogy and skeletal contents of the basal sequence. On top of the basal sequence the solifluc­ *) Anschriften der Verfasser: Prof. Dr. P. FELIX-HENNINGSEN, tion layers of the middle sequence, which consist of a Inst. f. Geographie, Robert-Koch-Str. 26, 4400 Münster; mixture of loessial loam with substrates of the basal sequence Dr. E.-D. SPIES, Bayerisches Geologisches Landesamr, were deposited. Both layers are seperated by a distinct Heßstt. 128, 8000 München 40; Prof. Dr. H. ZAKOSEK, boundary. The middle sequence displays micromorpholo- Inst. f. Bodenkunde, Nußallee 13, 5300 Bonn. gical features of a relictic, periglacial reworked Bt-horizon, Genese und Stratigraphie periglazialer Deckschichten 57 which belonged to an interglacial lessive soil. This leads wurden über den anstehenden devonischen und kar­ to the conclusion that the loess sedimentation and thereby bonischen Festgesteinen mit ihren weit verbreiteten the genesis of the basal and middle sequence dates back at Merkmalen der mesozoisch-tertiären Verwitterung least to the Riss glacial. Thus during the Würmian glacial the Deckschichten abgelagert. Sie bestehen aus einem denudation of the land surface was relatively weak. Once heterogenen Gemenge von Schutt der anstehenden more the middle sequence was transformed by periglacial processes and interference with loess. The uppermost peri­ Festgesteine, präquartären und interglazialen Boden­ glacial sediment layer is formed by an eolian cover sedimenr relikten, Vulkanaschen und Löß. of the Younger Tundra Period. It consists of loessial loam with a high amount of pumice dust of the "Laacher-See" Deckschichtenprofile weisen meist eine gegliederte -volcanoe. In the higher areas of the mountainous region this Abfolge aus mehreren Schichten bzw. Schichtkom­ cover sediment was redistributed by solifluction processes. plexen auf, die sich petrographisch, mineralogisch In erosion areas near the bottom of the Pleistocene valleys, und an Hand des periglazialen Formenschatzes unter - the Mesozoic-Tertiary weathering mantle is completely miss­ scheiden lassen. Daher kann eine detaillierte Analyse ing. Congeliftaction changed the exposed fresh slates to und die daraus resultierende Gliederung der Deck­ coarse talus deposits, which hardly were redistributed by solifluction. The fine substance of these talus deposits schichten wichtige Kenntnisse über die quartäre Land­ mainly results from illuviation of eolian prumice dust during schaftsgeschichte des Mittelgebirgsraumes liefern. Als the Alleröd and the Younger Tundra Period. stratigraphische Zeitmarken sind sie für die gene­ tische und stratigraphische Interpretation der prä- quarrären Verwitterungsbildungen in den unterla­ gernden Festgesetinen hilfreich. Zudem bilden die 1 Einleitung Deckschichten das Ausgangssubstrat der holozänen Böden. Die petrographische und mineralogische Zu­ Das Rheinische Schiefergebirge lag gemeinsam mit sammensetzung der Substrate sind wesentliche Fak­ dem größten Teil der mitteleuropäischen Mittelge­ toren der Bodengenese und bestimmen die ökologi­ birge während der Kaltzeiten des Quartärs im Perigla- schen Standorteigenschaften. zialgebiet zwischen den nordischen und den alpinen Vereisungen. Durch Prozesse der Solifluktion, Kryo- Die periglazialen Deckschichten im südlichen Rheini­ turbation sowie der niveofluviatilen Verschwemmung schen Schiefergebirge (Taunus) wurden von SEMMEL

Ost-Hunsrück Hochfläche

Kastellaun

Alterkülz Abb. 1: Lage der . Simmern Untersuchungspunkte '//< im Osthunsrück / Kirchberg Bmge^^r / S 0 0 fl Rheinisches Schiefergebirge. 58 PETER FELIX-HENNINGSEN, ERNST-DIETER SPIES & HEINRICH ZAKOSEK

(1968) sytematisch untersucht und petrofaziell ge­ 3 Der präquartäre Untergrund gliedert. In den anderen Gebieten des Mittelgebirges wurden die Genese und Stratigraphie periglazialer Im Mesozoikum und Tertiär unterlagen die Hunsrück- Deckschichten bisher nur punktuell im Rahmen geo- schiefer unter warmhumiden Klimabedingungen der morphologischer Prozeßstudien (STRUNK 1981) und Tiefenverwitterung (FELIX-HENNINGSEN 1990). Es ent­ bodenkundlicher Untersuchungen erfaßt. Zudem stand eine Verwitterungsdecke mit einem kaoliniti- wurden meist nur Ausschnitte der Schichtenfolge und schen Saprolit, der auch heute noch eine Mächtigkeit nicht das gesamte Deckschichtenprofil vom anstehen­ von bis zu 150 m aufweist. Die Tiefenverwitterung den Festgestein bis zur Geländeoberfläche berück­ erfolgte im Mesozoikum und Alttertiär im Grund­ sichtigt. Im Vordergrund bodenkundlicher Unter­ wasserbereich unter gleichzeitiger Stoffabfuhr. Der suchungen standen die vorwiegend grau gefärbten, primäre Chlorit und ein Teil det illitischen Glimmer tonigen und kaolinithaltigen Substrate, die det meso­ wurde in Kaolinit umgewandelt. Während in den zoisch-tertiären Verwitterungsdecke entstammen und unteren, schwächer verwitterten Zonen des Sapro- als „Graulehm" bezeichnet werden (MÜCKENHAUSEN lits noch Rest-Chlorit neben bereits neugebildetem 1954, 1958; ARENS 1963; ZAKOSEK & STÖHR 1966a; Kaolinit vorliegt, ist in den oberen Zonen der Ver­ ZEPP 1983). Wie die Bodenübersichtskarte von Rhein­ witterungsdecke die Kaolinitisierung des Chlorits voll­ land-Pfalz (STÖHR 1966a) zeigt, treten Graulehme im ständig. Der Austrag von basischen Karionen, Kiesel­ Bereich des Osthunsrücks oberflächennah in großer säure sowie von Fe und Mn im reduzierenden Milieu Verbreitung auf. Als Staunässesohle führten die bis führte zu Massenverlusten des Saprolits in einer zu 5 m mächtigen Graulehmschichten (SPIES 1986) Größenordnung von 25 — 30 Gew. %. Mit der im bei der rezenren Pedogenese zur Bildung von Pseu- gleichen Maße zunehmenden Porosität nahm die Ge­ dogleyen. Im Rahmen der Untersuchungen zur Gene­ steinsfestigkeit stark ab. Der saprolirisierre Schiefer se der mesozoisch-tertiären Verwitterungsdecke im aus den oberen Zonen der Verwitterungsdecke ist Rheinischen Schiefergebirge (SPIES 1986, FELIX- daher, trotz der noch vollständig erhaltenen Gesteins­ HENNINGSEN 1990) wurden zahlreiche Bodenprofile struktur, mürbe bis weich und zwischen den Fingern und Aufschlüsse in den periglazialen Deckschichren zu zerreiben. untersucht, um die genetische und stratigraphische Beziehung der Graulehme zu den autochthonen Ab­ Die tektonische Hebung des Rheinischen Schiefer­ schnitten der präquartären Verwitterungsdecke zu gebirges und die Aufwölbung der Hunsrück-Hoch- klären. Aus diesen Untersuchungen resultieren die fläche im Oberoligozän (SPIES 1986) hatte ein Ab­ nachfolgend vorgestellten Ergebnisse zur Genese und sinken der Grundwasserstände zur Folge. Während Stratigraphie der periglazialen Deckschichr im Ost- Trockenphasen des Untermiozäns führte die in die hunsrück. Tiefe vordringende Oxidation zu einem Abbau der primären kohlig-bituminösen organischen Substanzen und damit zu einer Weißfärbung („Weißverwitte­ 2 Das Untersuchungsgebiet rung") des im Grundwasserbereich ausgewaschenen Saprolits. Restliches Fe und Mn akkumulierte sich Die flachhügelige Hochfläche des Osthunsrücks liegt durch Oxidation in den zuerst luftführenden tekto- im Südosten des linksrheinischen Schiefergebirges nischen Klüften und entlang der angelösten, grob­ (s. Abb. 1). Sie wird im Süden vom Soonwald, im porigen Quarzgänge als sog. „Hunsrückerz", dessen Osten vom Rheintal, im Norden von der Mosel und Namensgebung und erste Beschreibung auf VIER- im Westen von den Höhenzügen des Hochwaldes SCHILLING (1910) zurückgehr. Nach oben schloß die und des Idarwaldes begrenzr. Die höchsten Erhebun­ Verwitterungsdecke mit dem mehrere Meter mächti­ gen liegen zwischen 450 und 500 m ü. NN. Die gen Solum eines tertiären Bodens ab, der heute nur Sockelgesreine werden von den unterdevonischen noch in ehemals erosionsgeschützten Lagen unter Hunsrückschiefern der Siegen- und Unteremsstufe jüngeren Tertiärsedimenten erhalten blieb (s. FELIX- gebildet. Regional unterschiedlich sind Bänke aus HENNINGSEN & WIECHMANN 1985). Bei den Kartie - Grauwacken, silifizierten Schiefern oder Quarziten rungsarbeiten im Osthunsrück wurde nirgendwo eingeschaltet. Der Mineralbestand der frischen Huns- mehr ein Rest eines autochthonen Tertiärbodens rückschiefer (MOSEBACH 1954, FELIX-HENNINGSEN angetroffen. Unter den jungtertiären bis quartären 1990) besteht aus primären Fe-Mg-Chlorit (25 — 30 Sedimenten folgt direkt der mesozoisch-tertiäre Sa­ Gew. %), Illit-Muskovit (35—40 Gew. %) und Quarz prolit, von dem, je nach der ursprünglichen Relief­ (35—45 Gew. %). Feinverteilte kohlig-bituminöse position, die oberen Meter bis Decameter der jungter­ organische Substanz bedingt die schwarzgraue Fär­ tiären und quartären Abtragung zum Opfer fielen. bung der Gesteine. Im Vergleich zu Eifel, Taunus und Sauerland sind im Osthunsrück noch mächtige Relikte der mesozoisch- Genese und Stratigraphie periglazialer Deckschichten 59 tertiären Verwitterungsdecke großflächig erhalten. Die Hochfläche des Osthunsrücks wurde in ihren Ursache für die relativ geringe Abtragung war die nur Randbereichen durch die von den großen Flüssen schwache tektonische Hebung des Gebietes. Rhein und Mosel ausgehende rückschreitende Erosion zerschnitten und in Riedel aufgelöst. Einzelne größere Fließgewässer, wie der Külzbach und der Simmer­ 4 Die quartäre Überprägung der bach, drangen mit ihren Nebengewässern in Richtung Osthunsrück-Hochfläche der Wasserscheide vor. Ihre Täler weisen über weite Strecken einen asymmetrischen Querschnitt auf, da Eine großflächige Erosion der mesozoisch-tertiären sich der Lauf der Gewässer an tektonischen Störungen Verwitterungsdecke im Rheinischen Schiefergebirge zwischen einzelnen Kippschollen orientierte (s. Abb. erfolgte bereits im Pliozän. Im Bereich der miozän 2 und 7). Nur an den gehobenen Rändern solcher angelegten Spülmuldentäler begann die Eintiefung Kippschollen wurde im Bereich der Talsohle der fri­ des Rheins und der Mosel (QuiTZOW 1969, 1982). schen Hunsrückschiefer freigelegt. Er ist in den zahl­ Die pliozänen Rheinterrassen und die mächtigen Ab­ reichen Dachschieferbrüchen des Osthunsrücks aufge­ lagerungen pliozäner „Kieseloolithschotter" in der schlossen. Die Einschneidung von Tälern im Pleisto- Niederrheinischen Bucht belegen, daß bereits in die­ zän hatte zur Folge, daß an den Hängen die unter­ sem Zeitraum ein mächtiger Abschnitt der Verwitte­ schiedlichen Zonen des Saprolits angeschnitten wur­ rungsdecke in den Hebungsgebieten abgeräumt wur­ den, die sich nach Färbung, dem Grad der Kaoliniti- de. Die Kieseloolithschotter, die nahezu ausschließ­ sierung und der Gesteinsfestigkeit voneinandet unter­ lich aus Quarz bestehen, entstanden durch die fluvia­ scheiden. Die autochthonen Verwitterungsrelikte tile Aufarbeitung von Quarzgängen der Verwitte­ wurden von periglazialen Deckschichten überlagert, rungsdecke. Die Lösungsvorgänge im Saprolit hatten die überwiegend durch Kryoturbation und Solifluk­ die Quarzgänge so zermürbt, daß zu ihrer Zerlegung tion aus dem unterlagernden Gestein hervorgingen. in kleine Bruchstücke keine große Erosionsenergie Daneben kam es im gesamten Osthunsrück zur Ein- notwendig war. wehung von Löß, der überwiegend in die Solifluk- tionsdecke eingemengt wurde. Nur in besonders ero­ Die Böden der jungtärtiären Landoberfläche wurden sionsgeschützten Muldenlagen ist kleinflächig noch durch diese Erosionsprozesse wahrscheinlich voll­ Lößlehm, z. T. über Rohlöß (STÖHR 1967), erhalten. ständig abgetragen, so daß bereits mit dem Über­ Im Bereich der ehemaligen Rumpffläche mit ebenem gang zum Quartär vor etwa 2,4 Mio. Jahren der mehr Relief und an den nur schwach geneigten Ober- und oder weniger stark erodierte Saprolit oberflächen­ Mittelhängen der Täler bettägt die durchschnittliche nah anstand. Die Abkühlung des Klimas und eine Mächtigkeit der Deckschichten 1 — 2 Meter. Sie zunehmende, teilweise ruckartige Hebung des Rhei­ nimmt an den Unterhängen und in Muldenlagen zu nischen Schiefergebirges verstärkte die Abtragung und erreicht hier Mächtigkeiten bis zu 5 Meter. Dage­ der Verwitterungsdecke und das Einschneiden der gen fehlen die Deckschichten in den Erosionslagen Flüsse. der Kuppen- und Hangschulterbereiche weitgehend.

SE NW

Wasserscheide Wasserscheide i B= Bohrung Spesenroth m + NN 500 Alterkülz ISO

400 350

-,(km) —]— 5 10 Abb. 2: Geländeschnitt der Osthunsrück-Hochfläche zwischen Lingerhahn und Altetkülz. 60 PETER FELIX-HENNINGSEN, ERNST-DIETER SPIES & HEINRICH ZAKOSEK

5 Gliederung und Merkmale typischer Die Deckschichtenfolge und ihre Mächtigkeit im Profil Deckschichtenprofile „Lingerhahn" ist charakteristisch für die weitgehend ebenen Hochlagen im Osthunsrück (s. Abb. 3). Das Da die Mächtigkeit und Gliederung der Deckschich­ Profil befindet sich in einem Waldstück östlich der ten als Folge der periglazialen Erosions- und Akku­ Ortschaft Lingerhahn (vgl. Abb. 1) in 487 m ü.NN mulationsprozesse in verschiedenen Reliefpositionen (TK 25 5911 Kisselbach, R 3398 380, H 55 52 050). unterschiedlich ist, werden im folgenden exempla­ Periglaziale Sedimente in einer Mächtigkeit von 1,7 risch drei Deckschichtenprofile vorgestellt, deren Meter überlagern den anstehenden weiß gebleichten Lokalitäten Abb. 1 wiedergibt. Die Profilauswahl Saprolit, der die obere Zone der mesozoisch-tertiären wurde unrer paläopedologischen Aspekten durchge­ Verwitterungsdecke repräsentiert. Als holozäner Bo­ führt. Die makro- und mikromorphologischen Unter­ den ist eine Pseudogley-Braunerde entwickelt. suchungen wurden durch die Analysen der Tex­ tur und des Mineralbestandes ergänzt. Außerdem Das Profil „Kastellaun" (vgl. Abb. 1) wurde in einer wurde in Fortsetzung der Arbeiten von STÖHR (1963, Baugrube am östlichen Ortsausgang an der Straße 1966b, 1967) eine stratigraphische Gliederung der Kastellaun — Laubach (TK 25 5910 Kastellaun, Deckschichten durch Schwermineralassoziationen in R 26 03 800, H 55 49 250) aufgenommen. Die Ab­ der 30—400 jtm-Fraktion vorgenommen. Die mine­ folge der periglazialen Deckschichten über dem ralogischen, bodenchemischen und -physikalischen mesozoisch-tertiären Saprolit ist insgesamt 2,30 Meter Analysendaten der Profile wurden von FELIX-HEN- mächtig. In den Sedimenten ist ein Braunerde-Pseu- NINGSEN & SPIES (1986) und FELIX-HENNINGSEN dogley als holozäner Boden entwickelt. (1990) publiziert. Die Nomenklatur der Deckschich­ tenabfolge mit Basisfolge, Mittelfolge und Decksedi­ Aufgrund der im Vergleich zu Lingerhahn über 40 ment folgt STAHR (1979). Meter tieferen Lage des Profilpunktes (445 m NN), wurde in dem Baugrubenaufschluß eine untere und daher auch schwächer verwitterte Zone des Saprolits 5.1 Plateau- und Hanglagen erfaßt.

Die Deckschichtenprofile in den Plateaulagen det Gegenüber dem weichen, gebleichten Saprolit von ehemaligen Rumpffläche und den schwach geneigten Lingerhahn sind die hier aufgeschlossenen verwitter­ Ober- und Mittelhanglagen der pleistozänen Täler ten Schiefer noch stark verfestigt. Reste der primären weisen generell eine Dreigliederung in Basisfolge, kohlig-bituminösen organischen Substanz und eine Mittelfolge und Decksedimenr auf. Unterschiede tre­ unvollständige Kaolinitisierung der primären Chlorit- ten in der Mächtigkeit und der Untetgliederung der Minerale bedingen eine dunkelolivgraue Färbung des Schichtkomplexe auf. Gesteins.

Of.Oh Ah (cm) SwBv N.v X V X «X- X . X X 5. Decksediment BvSw 40 ,s\\ K \'SX'

80 Mittelfolge II Sd Abb. 3: Gliederung und Mächtigkeit petiglazialer 120 Deckschichten im Profil III SICj Basisfolge „Lingerhahn" — Decksediment: Gelbbraun, 160 aus bimshaltigem Lößlehm; IVmCj Mittelfolge: Gelbbraun, 200 rostfleckig, aus Lößlehm- Saprolit Solifluktion; Basisfolge: Hellgrau, aus Saprolit- 240 Solifluktion; Saprolit: Hellgrauer weichet toniget Schiuffschiefer. Genese und Stratigraphie periglazialer Deckschichten 61

Decksediment

Mittelfolge

Abb. 4: Gliederung und Mächtigkeit periglazialer Basisfolge Deckschichten im Profil „Kastellaun" — Decksediment: Gelbbraun, aus bimshaltigem Lößlehm; Mittelfolge: Gelbgtau, rostfleckig, aus Lößlehm- Solifluktion; Basisfolge: Saprolit Olivgtau, aus Saprolit- Solifluktion; Saprolit: Dunkelolivgrauer toniger Schiuffschiefer. mCorj

5.1.1 Basisfolge den härtere Saprolitbruchstücke sowie Bruchstücke von Oxidkrusten und Gangquarz horizontal einge­ Die obere dm- bis m-mächtige Zone des Saprolits regelt und teilweise in Schichten fahnenartig ausgezo­ weist einen aufgelockerten Gesteinsverband auf, gen. Saptolitbtuchstücke werden nach oben kleiner in dem die steilstehenden Schieferungsklüfte durch und weicher und gehen randlich in strukturlosen Hakenschlagen in horizontale Richtung abbiegen. Lehm über. Im Profil „Kastellaun" (vgl. Abb. 4) Der Übergang zur überlagernden Basisfolge vollzieht besteht die Basisfolge aus zwei hellgrauen lehmigen sich mit einer deutlichen, meist unregelmäßig ver­ Schichten, die sich in ihrer Textur deutlich unter­ laufenden Grenze. Im Grenzbereich sind oft Taschen scheiden. Die untere Schicht besteht aus cm- bis dm- in den Saprolit eingesenkt, die grobe Skelettanteiche- großen Saprolitbruchstücken, die in einer lehmigen rungen aufweisen. Das Substart der Basisfolge ist pla­ Grundmasse schwimmen und horizontal eingetegelt stisch, dichtlagernd und verbreitet von grauer Farbe. sind. In der hangenden Schicht fehlen diese gtoben Die meisr nur undeutlich ausgeprägten Gefügekörper Bruchstücke weitgehend. Sie besteht aus schluffigem sind plattig bis prismarisch. Sie weisen srumpfe, ver­ Lehm mit feinem, weichem Saprolitgrus. Durch die schlämmte Oberflächen auf. Durch Solifluktion wur­ horizontale Einregelung liegt ein plattiges Gefüge vot.

Abb. 5: Profil „Lingerhahn", Basisfolge aus solifluidal umgelagertem, aufgeweichten Saprolitmaterial: In einer strukturlosen schluffig-tonigen Grundmasse schwimmen längliche, abgerundete Bruchstücke aus gebleichtem Saprolit, bei denen noch die feinlaminate Schieferstruktur zu erkennen ist (Durchlicht, Längsseite = 3,6 mm). 62 PETER FELIX-HENNINGSEN, ERNST-DIETER SPIES & HEINRICH ZAKOSEK

Mikromorphologisch sind in der Basisfolge mm- bis 5.1.2 Mittelfolge cm-große, graue, oxidarme Saprolit bruchstücke mit abgerundeten Ecken in ein dichtlagerndes schluffig- Die Mittelfolge unterscheidet sich in der Färbung des toniges Substrat eingebettet (s. Abb. 5). Sie weisen Substrats von der Basisfolge. Die unregelmäßig ver­ die charakteristische Schieferstruktur mit ihren streng laufende Grenze zwischen beiden Schichten ist deut­ parallel eingeregelten Mineralen auf. Ihr gleitender lich ausgeprägt. Im Profil „Lingerhahn" greift die Übergang in die benachbarte graue Ton-Schluff- Mittelfolge mit Skelettanreicherungen taschenförmig Matrix zeigt deutlich, daß die Basisfolge durch mecha­ in die Basisfolge ein. Bruchstücke von Ganzquarzen nische Beanspruchung (Kryoklastik, Solifluktion) aus und braunen bis violettroten Hunsrückerzen zeigen, dem aufgeweichten Saprolit entstand. daß außer Lößlehm auch Substrat aus dem Saprolit in die Mittelfolge aufgenommen wurde. Durch die peri­ Das Schwetmineralspektrum (Fraktion 30—400 /tm) glaziale Einmengung von verwitterbaren, Fe-haltigen der Basisfolge (s. Abb. 6) weist in beiden Profilen Silicaten weist die Mittelfolge höhere Gehalte an ausschließlich das stabile Spektrum mit Zirkon, Rutil pedogenen Oxiden auf, die in Rostflecken als Folge und Turmalin auf, das bereits in dem unverwitter­ von Staunässe konzentriert wurden. Bei einer stärke­ ten Schiefer und dem autochthonen Saprolit vorliegt ren Beimengung von gebleichtem Saprolitmaterial (DÖBEL 1985). Die Feststellung einer Zirkon-Rutil- tritt in den Profilen eine überwiegend grau gefärbte Anatas-Assoziation von WEYL (1952) und ARENS Mittelfolge mit morphologisch schwächer ausgepräg­ (1963) kann im Rahmen dieser Untersuchungen nicht ten Staunässemerkmalen auf. Für solche Substrate bestätigt werden. Auch der Anteil an opaken Schwer­ führte ZAKOSEK (I960) den Begriff „schlechte Stau­ mineralen liegt in der Basisfolge in gleicher Größen­ nässezeichner" ein. Aber auch in srärker lößführen­ ordnung vor wie am Saprolit. dem Substrat können durch lange Naßphasen graue

Kastellaun Lingerhahn

WPyroxen ES3 Rutil ^ br Hornblende W^Epidot

V&Titamt Turmalin ED *"*on LH) gr Hornblende

• metamorphe Minerate

Abb. 6: Schwermineralverteilung in den quartären Deckschichten der Profile „Lingenhahn" und „Kastellaun" (in % det Summe ttanspatenter Schwerminerale der Faktion 30—400 jim; Op. = %-Anteil an opaken Mineralen). Genese und Stratigraphie periglazialer Deckschichten 63

Abb. 7: Korngrößenverteilung der Profile „Lingerhahn" und „Kastellaun".

Farben vorherrschen. Die Textur (s. Abb. 7), Plastizi­ telfolge ein teliktischer Bt-Horizont kryoturbat und tät und Dichtlagerung des Substrats sind in ähnlicher solifluidal aufgeatbeitet wurde. Weise wie in der Basisfolge darunter ausgebildet. In beiden Profilen ist die Mittelfolge durch einen Die Schwermineralassoziation der Mittelfolge in det etwas höheren Tongehalt gekennzeichnet, der wahr­ Fraktion 30—400 /tm (vgl. Abb. 6) setzt sich aus scheinlich auf Tonverlagerung zurückgeht. Mikro­ drei Gemeinschaften unterschiedlicher Herkunft zu­ morphologisch sind orientierte Feintonbeläge in den sammen. Den größten Anteil weist auch hiei noch die rezenten Poren spärlich und meist nur in dünnen stabile Mineralassoziation der devonischen Schiefer Säumen vorhanden. Dagegen treten in der Mittel- (Zirkon, Rutil, Turmalin) auf, die aus dem aufge­ folge beider Profile die Fragmente von dicken braun­ weichten Saprolitmaterial übernommen wurde. Als gelben Tonbelägen auf, die noch einen Teil ihrer zweite Mineralgruppe treten die für den Löß charakte- Orientietungsdoppelbrechung bewahrt haben und risrischen instabilen (Epidot, grüne Hornblende) und porenfern in der Matrix vorliegen (s. Abb. 8). Da­ metamorphen Minerale (Staurolith, Disthen) hinzu. neben sind auch schlierige, ausgewalzte Feintonein- Sie entstammen nach TILLMANN & WINDHEUSER mengungen erkennbar. Sie belegen, daß in der Mit­ (1980) den Rheinterrassen und wurden mit dem Löß

Abb. 8: Profil „Lingerhahn", Mittelfolge aus lößlehm- haltigem Solifluktionsmatetial mit umgelagerten Relikten ehemaliger Tonbeläge (helle Flecken) aus dem Bt-Horizont einet inter­ glazialen Parabraunerde (gekreuzte Polarisatoren, 64 PETER FELIX-HENNINGSEN, ERNST-DIETER SPIES & HEINRICH ZAKOSEK ausgeblasen. Die dritte Mineralgruppe, die in der Unter Wald tritt ein ausgeprägtes Krümelgefüge mit Mittelfolge den kleinsten Anteil ausmacht, gehört der mm- bis 1 cm-großen Aggregaten auf, wie es für vulkanischen Mineralassoziation an, die im Decksedi­ saure Braunerden mit einer hohen Al-Sättigung ment dominiert. Vermutlich wutden diese Minetale des Sorptionskomplexes charakteristisch ist. STÖHR durch Kryoturbation und Bioturbation in einem ge­ (1967) bezeichnet staunässefreie Böden, die in mäch­ ringen Ausmaß in die Mittelfolge eingearbeitet. tigen Decksedimentschichten entstanden, aufgrund dieser Struktur als „Lockerbraunerde". Untet Acker - und Grünlandnutzung ist durch Bodenbearbeitung, 5.1.3 Decksediment mechanische Vetdichtung und Umbelegung des Sorp­ tionskomplexes ein Subpolyedetgefüge ausgebildet. Das in ebenen Lagen unter Wald etwa 40 — 30 cm Die Schwermineralgesellschaft (vgl. Abb. 6) besteht mächtige Decksediment setzt sich durch seine grau­ fast ausschließlich aus vulkanischen Mineralen (Pyro- braune, relativ homogene Färbung und eine meist xen, Titanit und braune Hornblende) und einem deutliche Schichtgrenze von der unterlagernden Mit­ geringen Anteil an opaken Mineralen. Auch mikro­ telfolge ab. In exponierten Lagen unter Ackernutzung morphologisch ist die Einmischung von vulkanischen kann das Decksediment als Folge junger, nutzungs­ Aschen in das Substrat deutlich am Mineralbestand bedingter Erosion nur noch geringmächtig sein oder erkennbar. Die Matrix ist durchsetzt von einer Viel­ sogar vollständig fehlen. Die Bodenart, ein schluffiger zahl dunkelbrauner, runder Bimskörnchen mit schau­ Lehm bis stark lehmiger Schluff (vgl. Abb. 7), unter­ mig-poröser Struktur, die in der Schluff- bis Feinsand­ scheidet sich kaum von dem Substrat der Mittelfolge. fraktion vorliegen. Daneben kommen vereinzelt Eingebettet sind ebenfalls Bruchstücke von Gang­ braune Hornblenden in der Feinsandfraktion vor. quarz und Hunsrückerzen aus dem Saprolit. Der Ske­ lettanteil deutet auf einen solifluidalen Transport des Decksediments hin. Im Profil „Kastellaun" ist durch 5.2 Erosionslagen Kryoturbation das Decksediment in den oberen Teil der Mittelfolge eingearbeitet worden (vgl. Abb. 4, Die Ausbildung von mächtigen, mehrgliedrigen peri­ I/II Swd-Horizont). Gegenüber der Mittelfolge ist die glazialen Deckschichten blieb im Rheinischen Schie­ Lagerungsdichte des Substrats deutlich geringer. fergebirge auf die ehemaligen Rumpfflächenreste

w- SW NE

Schieferbruch Oligozäne \ Bodenprofil Sedimente \ v Alterkülz Bach

Tertiärer Saprolit

Störungszone

(km) 2.5 2.0 15 10 0.5

Abb. 9: Geländeschnitt dutch das Külzbachtal nordwestlich von Alterkülz. Genese und Stratigraphie periglazialer Deckschichten 65 und die schwach bis mäßig geneigten pleistozänen Rücken gliedert. Im Bereich der Rücken sind ehe­ Talhänge beschränkt. Sowohl in den Kammlagen der malige Dachschieferbrüche angelegt (TK 25 5910 am stärksten gehobenen Bereiche von Eifel, Taunus Kastellaun, R 55 45 530, H 26 04450). Als Folge und Bergischem Land, als auch an Steilkanten von der exponierten Lage fehlen die in den höheren Hang- Schollenrändern in Tälern, führte die jungtertiäre und Plateaulagen anzutreffenden periglazialen Deck­ und quartäre Erosion zu einer vollständigen Abtra­ schichten mit ihrem hohen Anteil an aufgearbeitetem gung der mesozoisch-tertiären Verwitterungsdecke Saprolit. Frostschutt der frischen Schiefer bildet das und zur Freilegung des unverwitterten Schiefers. Ausgangssubstrat der holozänen Braunerde (vgl. Abb. 10). Die periglaziale Auflockerung und Frost­ Nordwestlich der Ortschaft Alterkülz (vgl. Abb. 1) sprengung der Schiefer reicht bis in eine Tiefe von bilden frische Hunsrückschiefer das Anstehende am 90 cm. Über dem massiven Schiefer folgen die grob unteren nordöstlichen Talhang des Alterkülzer Bachs. geklüfteten Bruchstücke zunächst noch der vertikalen Der Talhang bildet den Rand einer Hochscholle (vgl. Schieferungsrichtung. In den oberen Dezimetern des Abb. 2 und 9) und der Bachlauf folgt hier der sie Profils gehen sie unter zunehmender Zerkleinerung in begrenzenden tektonischen Störungszone. Auf der eine horizontale Lagerung über. Der Skelettanteil westlich angrenzenden Tiefscholle wurde mesozoisch- (> 2 mm) nimmt von 86 Gew. % im BvCv-Hotizont tertiärer Saprolit unter oligozänen sandig-kiesigen auf 43 Gew. % im Ah-Horizont ab, der Feinerdeanteil Sedimenten erbohrt (vgl. Abb. 9). aus schluffig-sandigem Lehm steigt entsprechend.

Durch die vollständige Abtragung des Saprolits am Schwerminerale konnten nur in den oberen 50 cm Rande der Hochscholle ist über dem unverwitterten (Ah und CvBv) des Profils identifiziert werden (s. Gestein als Folge der zunehmenden Erosionsbestän­ Abb. 11). Sie gehören ausschließlich zur vulkanischen digkeit eine Hangverebnung ausgebildet, deren Ober­ Mineralgesellschaft der allerödzeitlichen Laacher Bims­ fläche sich radial zum Hang in flache Mulden und tuffe. Im Gegensatz zum Decksediment der Deck-

Abb. 10: Profil „Alterkülz" — Btaunerde in Frostschutt aus unverwittertem Hunsrückschiefer, mit Ah (0 —15 cm) — CvBv (15 —50 cm) — BvCv (50—90 cm) und Cn-Profil. 66 PETER FELIX-HENNINGSEN, ERNST-DIETER SPIES & HEINRICH ZAKOSEK

sche Gliederung stimmt weitgehend mit der Deck­ Alterkülz schichtenabfolge überein, die SEMMEL (1986) für den 20 tO 60 SO 100% Op. Taunus erkannte. 11 Das älteste Glied der Deckschichten ist die lößfreie 10 Basisfolge, die unmittelbar aus dem unterlagernden Saprolit hervorging. Im Zuge der mesozoisch-tertiären 25 Verwitterung wurde durch Minerallösung und Stoff­ abfuhr der Porenraum des gebleichten Saprolits bis too auf 25 — 30 Vol. % vergrößert (s. Abb. 12). Nach IIBvCv Beobachtungen an rezenten Haldengesteinen aus Schiefersaprolit von Kaolingruben (z. B. Udingen b. Oberwinrer) erfolgt das Zerfrieren des weichen Ge­ steins zu einem strukturlosen, lehmigen Substrar durch die Wasseraufnahme bereits nach einer gerin­ Pyroxen gen Anzahl von Frost wechseln. Titanit

br. Hornblende

frischer Abb. 11: Profil Alterkülz — Tonschiefer 258g/100cm3 Schwermineralverteilung in der Fraktion 30—400 /im.

schichtenfolge in Plateau- und Hanglagen wurden im Profil „Alterkülz" keine lößspezifischen Schwer­ minerale angetroffen.

gebleichter Saprolit 185g /100 cm3 6 Genese und Stratigraphie der periglazialen • 28 Vol.% Deckschichten Rest Porenraum (Ca,Na,Mn,Ti,PS) Im Bereich der Plateaulagen der tertiären Rumpf­ + — H20 fläche des Osthunsrücks sowie der schwach bis mäßig \ 3g MgO geneigten Ober- und Mittelhänge der pleistozänen K20 Täler werden die tiefgründig zu Saprolit verwitterten 4g 3g Al 0 unterdevonischen Gesteine von mehrgliedrigen peri­ 2 3 8g glazialen Deckschichten überzogen. Sie gleichen ein Si02 38g 2 = 73g prä- bis altpleistozänes Mesorelief weitgehend aus und Substanzverlust verleihen der Landschaft geglättete Oberflächen­ = 28% formen. Neben der Taleinschneidung durch fluviale Prozesse wurde auch in den Plareaulagen die Land- Abb. 12: Porenraumzunahme und Zusammensetzung oberfläche im Pleistozän um einige Meter bis mehrere det Massenverluste des gebleichten Saprolits Decameter abgetragen. Daher fehlen die mittel- und im Vergleich zum unverwitterten Schiefer. jungtertiären Bodenbildungen und obersten Zonen des Saprolirs. An den Talhängen bilden nur noch die schwächer verwitterten, Chlorit enthaltenden unteren Neben der primären Textur bestimmt auch der Ver­ Zonen des Saprolits das Anstehende unterhalb der witterungsgrad des Saprolits die Textur und den Ske­ Deckschichten (SPIES 1986, FELIX-HENNINGSEN 1990). lettanteil der Basisfolge. Die aus einer tieferen, schwä­ Somit war die Deckschichtenbildung in den Kalt­ cher verwitterten und damit festeren Saprolitzone im zeiten des Pleistozäns kein einmaliger Prozeß. Erst Profil „Kastellaun" hervorgegangene Basisfolge ist durch das Alternieren von Solifluktionsschuttbildung trotz der ähnlichen primären Textur des Schiefers mit der fluvialen Ausräumung der Täler konnte eine (toniger Siltstein) wesentlich skelettreicher als die Tieferlegung der Landoberfläche und die Hangbil­ Basisfolge im Profil „Lingerhahn". Die Textur der dung erfolgen. Demnach sind die heute noch ober­ Feinerde (< 2 mm) erscheint durch undispergierte flächennah anzutreffenden, periglazialen Substrate Saprolitpartikel „sandiger". Auch die Färbung der Bildungen der jüngeren Kalrzeiren. Ihre petrographi- Basisfolge wird vor allem durch den unterlagernden Genese und Stratigraphie periglazialer Deckschichten 67 oder unmittelbar in der Umgebung anstehenden Eruptionen des Laacher-See-Vulkanismus angenom­ Saprolit bestimmt. So treten neben hellgrauen men wird. ZEZSCHWITZ (1970) führte detaillierte Schichten, die aus dem gebleichten Saprolit hervor­ Schwermineralanalysen an Graulehmen der Nordeifel gingen, verbreitet auch braune oder rotbraun gefärbte durch und erkannte neben dem Vorkommen von Basisfolgen auf, wenn der Saprolit von Hunsrückerzen typischen Löß-Schwermineralen eine starke Beimen­ und den sie begleitenden Oxidanreicherungssäumen gung verwitterungslabiler vulkanischer Schwermine­ durchzogen wird. Die größere Gesteinsfestigkeit als rale, die für das trachytische Tuffmaterial aus dem Folge der Oxidimprägnation führt auch in diesen Laacher-See-Gebiet bezeichnend sind. Das Auftreten Schichten zu einem hohen Skelettgehalt, der vorwie­ von vulkanischen Schwermineralen in den „Grau­ gend aus Bruchstücken der Hunsrückerze besteht. lehmen" gibt einen Hinweis darauf, daß hier graue, kaolinithaltige Subsrrare der mesozoisch-rertiären Ver­ Der gleitende Übergang des Saprolits in die Basis­ witterungsdecke hohe Anteile an den oberen Deck­ folge, das Hakenschlagen von steilstehenden Gesteins­ schichten ausmachen. Zudem weisen WIECHMANN schichten und ihr fahnenaniges Ausschleppen in die & ZEPP (1985) daraufhin, daß eine Graufärbung von Basisfolge deuten auf die laterale Material Verfrach­ allen Subsrraten der Deckschichtenfolge durch Naß- tung durch Solifluktion hin. Sie erfolgte in den bleichung möglich ist, die auf starke Staunässe oder relativ ebenen Lagen der Hunsrück-Hochfläche meist lokal auf die Einwirkung von (hydrothermalen) Quell­ nur über Distanzen von wenigen Metern bis zu 100 wässern zurückgeht. Metern. Dieses läßt sich aus der mineralogischen und petrographischen Übereinstimmung der Basisfolge Die Mittelfolge ist nach den Ergebnissen der Schwer­ mit dem unterlagernden Saprolir ableiten. mineraluntersuchungen in allen unrersuchren Profi­ len des Osthunsrücks lößführend. Die Lößbeimen­ Der Bildungszeitraum der Basisfolge ist wahrschein­ gung wird durch instabile und metamorphe Schwer­ lich an den Beginn eines Hochglazials zu stellen, als minerale des Rhein-Spektrums (ZEZSCHWITZ 1970, eine Lößeinwehung aus dem Rheintal noch nicht BRUNNACKER 1980) angezeigt. Neben diesen, aus erfolgt war. Deckschichten älterer Kaltzeiten und die Kristallingesteinen stammenden Schwermineralen, darauf entwickelten interglazialen Böden wurden sind auch vulkanische Schwerminerale mit relativ demnach im Frühglazial der betreffenden Kaltzeit geringen Anteilen vertreren. Nach TILLMANS & WiND- vollständig abgetragen, so daß der Saprolit die unmit­ HEUSER (1980) sind sie ebenfalls für den Löß im Rhei­ telbare Geländeoberfläche bildete. Die hellgrauen, nischen Schiefergebirge charakteristisch; ihr Anteil lehmigen, dichrlagernden und kaolinirhaltigen Sub- steigt mit der Annäherung an das Vulkangebiet des strare der Basisfolge wurden in der Eifel von MÜCKEN­ Laacher Sees. HAUSEN (u. a. 1950, 1982) „Graulehm" und von STÖHR (1967) im Osthunsrück als „Weißlehm" be­ Nach dem Skelettinhalt des Substrats und dem Kaoli- zeichnet. Sie werden als Relikt der tertiären Plastosole nitanteil des Tonmineralbestandes zu urteilen, macht angesehen, die im Tertiär „Oberböden" darstellten jedoch Frostschutt aus dem unterlagernden Saprolit (STÖHR 1982). Im Rahmen der geomorphologischen bzw. der Basisfolge den größeren Anteil an der Sub­ Untersuchung des Rheinischen Schiefergebirges wur­ stratzusammensetzung aus. Eine gegenüber der Basis­ den „Graulehme" bisher als tropische Böden und folge intensivere Gelbbraunfärbung der Mittelfolge somit als Leithorizont für die tertiäre Landoberfläche deutet auf die solifluidale Einmengung von Fe- und angesehen. Sie dienten zum Nachweis und zur Ab­ Mn-haltigen Silicaten hin, die in dem gebleichten grenzung von tertiären Verebnungsflächen, sowie als Saprolit bzw. der daraus hervorgegangenen Basis­ Indikator für tropische Klimabedingungen (BlBUS folge nicht mehr vorhanden sind. Wie oben erwähnt, 1975, ZENSES 1980). Neuere Untersuchungen (SPIES kann Staunässe über einer dichtlagernden Basisfolge 1986 und FELIX-HENNINGSEN 1990) zur Verbreitung auch zu einer grau gefärbren Mittelfolge durch Naß- und Genese von „Graulehmen" deuten jedoch darauf bleichung führen. hin, daß es sich bei diesen Substraten stets um peri­ glaziale Sedimente handelt, die in allen Reliefpositio­ Neben der schwermineralogischen Trennung spricht nen bis hinab in die pleistozänen Täler durch Frost- die klare Schichtgrenze zwischen Basisfolge und Sprengung und Solifluktion aus dem unterlagernden Mittelfolge, die oft durch Skelettanreicherungen ge­ Saprolit hervorgingen. Andererseits sind die Grau­ prägt wird, für einen Hiatus zwischen beiden Schich­ färbung und die Substrateigenschaften allein noch ten und gegen eine gleichzeitige Genese als Schicht­ kein Beleg für die Einordnung der Schicht als Basis­ komplex. Im Klimazyklus einer Kaltzeit käme für die folge. KERPEN (I960) stellte bei mikromorphologi­ Bildung der Mittelfolge die Hochglazialphase in schen Untersuchungen von Graulehmen der Eifel die betracht. Aus den frostmechanisch überprägten Ton­ Einmengung vulkanischer Bims-Minerale (Plagioklas, belägen, die mikromorphologisch in allen Profilen Braune Hornblende) fest, deren Herkunft aus den auftreten, lassen sich weirere stratigraphische Schlüsse 68 PETER FELIX-HENNINGSEN, ERNST-DIETER SPIES & HEINRICH ZAKOSEK ziehen. Die Tonbeläge entstanden durch Tonverlage­ Der fehlende Porenraum des Gesteins hatte zur rung. Die Braunfärbung dieser Tonbeläge deutet auf Folge, daß sich die Frostsprengung nur auf Klüfte und die Verwitterung von Löß-Silicaten hin, ihre Dicke geweitete Schieferfugen beschränkte, so daß recht und Ausprägung auf eine Bildung in einer inter­ grober Frostschutt entstand, der sich einer lareralen glazialen Parabraunerde. Nimmt man eine Bildung Verfrachtung widerserzte. Doch werden Abspülung der Tonbeläge im letzten Interglazial an und ihrer und fluviale Abfuhr von feineren Lockersubstraten periglazialen Überprägung im Würmglazial, so ergibt bis zum Ausklingen des Würmglazials stattgefunden sich sowohl füt die Basisfolge als auch die Mittel­ haben. Die freigelegten Schuttflächen wurden im folge ein mindestens rißzeitliches Alter. Diese wur­ Alleröd durch Laacher Bimsstaub sowie in der Jünge­ den im Würm-Frühglazial nicht vollständig abgetra­ ren Tundrenzeit durch bimshaltigen Löß überweht. gen, sondern durch eine neuerliche Lößaufwehung Die äolischen Sedimente wutden in die entstandenen und solifluidale Verlagerung überprägt. Somit war die Klüfte und Skelettzwischentäume eingespült. Danach würmzeitliche Reliefveränderung durch Abtragung in ist ein großer Anteil der Feinsubstanz dieser skelett­ den ebenen Lagen und an den Hängen nur schwach reichen Braunerden auf Festgesteinsschutt nicht auf ausgeprägt. die holozäne Verwitterung der Schiefer zurückzu­ führen, sondern weist einen äolischen Ursprung auf. Das wiederum mit deutlicher Schichtgrenze von der Mittelfolge abgesetzte Decksediment zeichnet sich durch eine Dominanz vulkanischer Schwerminerale 7 Dank und die Einmengung von Bimskörnchen aus. Nach STÖHR (1963, 1966b, 1967) ist diese Mineralgesell­ Frau Dipl. geol. CORNELIA LÖWERT-DÖBEL Essen, schaft typisch für den „Staublehm", der aus einem führte einen Teil der Schwermineralanalysen durch, Gemenge von Bimstuff des alleiödzeitlichen Laacher- wofür ihr an dieser Stelle herzlich gedankt sei. Die See-Vulkanismus und Lößlehm besteht und im Ost­ Untersuchungen der mesozoisch-tertiären Verwitte­ hunsrück in Mächtigkeit bis zu 1 Meter auftritt. In der rungsdecke und ihrer quartären Deckschichten wurden Jüngeren Tundrenzeit wurden die Bimstuffe verweht durch die dankenswerte finanzielle Unterstützung der und dabei mit Würmlöß und ausgeblasenem Substrat Deutschen Forschungsgemeinschaft ermöglicht. det Mittelfolge vermengt. Eine Solifluktionsphase mit dem Übergang zum Präboreal, die nur auf die höhe­ ren Lagen des Mittelgebirges beschränkt blieb, führte 8 Schriftenverzeichnis hier zur Einmengung von steinigem Material in das Decksediment (STÖHR 1966b). Äolische Decksedi­ ARENS, H. (1963): Entstehung, Zusammensetzung und mente det Jüngeren Tundrenzeit, die Beimengungen Eigenschaften von Graulehmen, erläutert an Beispielen von Laather-Bimstuff aufweisen, haben im Rheini­ aus dem Rheinischen Schiefergebirge, sowie Braun- plastosolen und Terra-fiisca-Relikten in Nordrhein- schen Schiefetgebirge und angrenzenden Mittelgebir­ Westfalen. — Mitteilgn. Dtsch. Bodenkundl. Gesellsch., gen (z. B. SCHÖNHALS 1957, 1959, ZEZSCHWITZ 1970, 1: 63—68; Göttingen. JUVIGNE 1980) eine große Verbreitung. BIBUS, E. (1975): Eigenschaften tertiärer Flächen in der Wähtend det Skelettanteil und die Lagerung aller Umrahmung der nördlichen Wetteraus. — Z. Geo- morph. N.F., Suppl. Bd. 23: 49—61; Berlin, Stuttgart. periglazialer Deckschichten den Einfluß der Solifluk­ tion deutlich hervortreten lassen, sind periglaziale DÖBEL, C. (1985): Schwefmineralogische Unteisuchungen Merkmale der Kryorurbation, Tropfen- oder Frost­ an Graulehmen und tertiären Zersatzzonen aus dem spaltenbildung selten und meist nur schwach ange­ Rheinischen Schiefergebirge (Östlicher Hunsrück und Drachenfelser Ländchen). — Unveröff. Dipl. Arbeit, deutet. Wahrscheinlich wutden auch diese Prozesse 74 S.; Köln. bei der Materialvermengung im Zuge der Deckschich­ tenbildung witksam. Ihre Intensität muß jedoch rela­ FELIX-HENNINGSEN, P. (1990): Die mesozoisch-terriäre Ver­ tiv gering gewesen sein, da Durchgriffe von Peri- witterungsdecke im Rheinischen Schiefergebirge — Auf­ glazialstrukturen der Mittelfolge oder des Decksedi­ bau, Genese und quartäre Überprägung. — Relief, Boden, Paläoklima, 6, 192 S., Borntraeger; Berlin, mentes in die jeweils unterlagernde Schicht kaum aus­ Stuttgart. gebildet sind. — & SPIES, E.-D. (1986): Soil development from Tertiary In den Erosionslagen führte der langdauernde Wech­ to Holocene and hydrothermal decomposition of rocks in the eastern Hunsrück area. — Mitteilgn. Dtsch. Boden­ sel von Frostsprengung des Saprolits und der fluvialen kundl. Gesellsch., 47: 76—99; Göttingen. Abfuhr der Lockerprodukte zur Einschneidung der pleistozänen Täler in die Hunsrück-Hochfläche. Mit — & WIECHMANN, H. (1985): Ein mächtiges autochthones Bodenptofil präoligozänen Alters aus unrerdevonischen dem Erreichen des unverwitterten, harten Gesteins Schiefern der nordösrlichen Eifel. — Z. Pflanzener­ wurde die Effezienz dieser Prozesse stark gemindert. nähr. Bodenk., 148: 147—158; Weinheim. Genese und Stratigraphie periglazialer Deckschichten 69

KERPEN, W. (I960): Die Böden des Versuchsgutes Rengen: STÖHR, W. TH. (1966a): Übersichtskarte der Bodentypen- Karrierung, Eigenschaften und Standorrwert. — Forsch, gesellschaft von Rheinland-Pfalz, 1:250000. — Geol. u. Berarung, Reihe B, 316 S., Minist, f. Ernähr., Landw. L.-A. Rheinland-Pfalz; Mainz. u. Forstw.; Düsseldorf. — (1966b): Die Bimseruptionen im Laacher-See-Gebiet, ihre Bedeutung für die Quartärforschung und Boden­ MOSEBACH, R. (1954): Zur petrographischen Kennrnis kunde im Mainzer Becken und in den südlichen Teilen devonischer Dachschiefer. — Notizbl. Hess. L. Amt f. des Rheinischen Schiefergebirges. — Z. dtsch. geol. Bodenforsch., 82: 234—246; Wiesbaden. Ges., 116: 994—1003; Hannover.

MÜCKENHAUSEN, E. (1950): Über gleiartige Böden im — (1967): Die Böden des Landes Rheinland-Pfalz. — Rheinland. — Z. Pflanzenernähr., Düng., Bodenkd., Mitteilgn. Dtsch. Bodenkundl. Gesellsch., 6: 17—30; 50: 113—134; Weinheim. Göttingen. — (1954): Fossile Böden im nördlichen Rheinland. — — (1982): Paläoböden des Rheinischen Schiefergebirges Z. Pflanzenernähr., Düng., Bodenk., 65: 81—103; (Hunsrück, Westerwald, Hintertaunus und Siegerland). Weinheim. — Geol. Jb., F 14: 132—142; Hannover. — (1958): Bildungsbedingungen und Umlagerung der STRUNK, H. (1981): Zum Verhältnis von Solifluktion und fossilen Böden der Eifel. — Fortschr. Geol. Rheinl. u. Abspülung im Periglaziär des westlichen Rheinischen Westf., 2: 495—502; Krefeld. Schiefergebirges. — Bochumet Geogr. Arb., 40: 31— — (1982): Die Bodenkunde und ihre geologischen, mine­ 40; Bochum. ralogischen und perrologischen Grundlagen. — 2. Aufl., 579 S.; DLG-Verlag; Frankfurt a. M.. TILLMANNS, W. & WINDHEUSER, H. (1980): Der quartäre Osteifel-Vulkanismus im Rahmen der Lößbildung — QUITZOW, H. W. (1969): Die Hochflächenlandschaft bei­ ein Beitrag zur Lößgenese. — Eiszeit u. Gegenwart, derseits der Mosel zwischen Schweich und Cochem. — 20: 29—43; Hannover. Beih. Geol. Jb., 82: 78 S.; Hannover. VIERSCHILLING, A. (1910): Die Eisen- und Manganerzlager­ — (1982): Die Hochflächenlandschaft: der zentralen Eifel, stätten im Hunstück und Soonwald. — Z. ptakt. Geol., und det angrenzenden Teile des Rheintroges und Neu­ 18: 393—431; Berlin. wieder Beckens. — Mainzer geowiss. Mitt., 11: 173— 206; Mainz. WEYL, H. (1952): Zur Frage der Schwermineralverwitte­ rung in Sedimenten. — Erdöl und Kohle, 5: 29—33; SEMMEL, A. (1968): Studien über den Verlauf jungpleisto- Hamburg. zäner Forschung in Hessen. — Frankfurter geogr. H., 45: 135 S.; Frankfurt. ZAKOSEK, H. (I960): Durchlässigkeitsuntersuchungen an Böden unter besonderer Berücksichtigung der Pseudo- SPIES, E.-D. (1986): Vergleichende Untersuchungen an gleye. — Abh. hess. L.-Amt Bodenforsch., 32: 62 S.; präpleistozänen Verwitterungsdecken im Osthunsrück Wiesbaden. und an Gesteinszersatz durch ascendente (Thermal-) Wässer in der Nordosteifel (Rheinisches Schiefergebirge). — & STÖHR, W. TH. (1966): Etl. Bodenkatte Hessen 182 S., Diss.; Bonn. 1 : 25 000.B1. 5914 Eltville, 138 S.; Wiesbaden.

STAHR, K. (1979): Die Bedeutung periglazialer Deck­ ZENSES, E. (1980): Reliefentwicklung in der nördlichen schichten für Bodenbildung und Standorteigenschaften Eifel. — Kölner Geogr. Arbeiten, 38: 220 S.; Köln. im Südschwarzwald. — Freiburger Bodenkundl. Abh., 9: 273 S.; Freiburg. ZEPP, H. (1983): Reliefentwicklung an der oberen Erft, Ergebnisse einer geomorphologischen Derailkarrierung. STÖHR, W. TH. (1963): Der Bims (Trachyttuff), seine Ver­ — Arb. z. Rheinischen Landeskd., 51: 25—38; Bonn. lagerung, Verlehmung und Bodenbildung (Locker­ braunerden) im südwestlichen Rheinischen Schiefer­ gebirge. — Notizbl. hess. L.-A. f. Bodenforsch., 91: 318—337; Wiesbaden. Manuskript eingegangen am 26. 11. 1990.