2 BIRGIT KAUSCH
Vom Fachbereich VI
(Geographie/Geowissenschaften)
der Universität Trier
zur Verleihung des akademischen Grades
doctor rerum naturalium (Dr. rer. nat)
genehmigte Dissertation
GEOARCHÄOLOGISCHE UNTERSUCHUNGEN AN SCHWEMM- FÄCHERN ALS KORRELATE SEDIMENTKÖRPER HOLOZÄNER BODENEROSION ZUR ERFASSUNG MORPHODYNAMISCHER PROZESSPHASEN IN DER REGION TRIER
Betreuender: Univ.-Prof. Dr. R. Baumhauer
Berichterstattende: Univ.-Prof. Dr. R. Baumhauer Univ.-Prof. Dr. J. Ries Univ.-Prof. Dr. B. Schütt
Datum der wissenschaftlichen Aussprache: 21.11.2003
Trier 2006
3 4
INHALTSVERZEICHNIS ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
1 Einleitung ○○○○○○○○○ 15
○○○○ ○○○○○○○ ○○○○○○○ 2 Stand der Forschung○○○○○○○○○○○ 16
2.1 Forschungsstand zur holozänen Geomorphodynamik○○○○○○○○○○○○○○ 16
2.1.1 Holozäne fluviale Geomorphodynamik in Mitteleuropa○○○○○○○○○○○○○ 18 ○○○○○○○○○ 2.1.2 Forschungsstand im Untersuchungsgebiet○○○○○○○○○○ 26
2.2 Archäologie, historische Entwicklung und Klima während des Holozäns im ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
Untersuchungsgebiet○○○○○○○○○○ 32 ○○○○○○○○○
2.2.1 Archäologie und historische Entwicklung○○○○○○○○○○ 32 ○○○○○○○ 2.2.2 Klima ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 37
3 Methoden○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 42 ○○○○○○○○○○○○○
3.1 Feldarbeit ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 42 ○○○○○○○○○○○○○○○
3.1.1 Profilansprache und Probenahme○○○○○○○○ 42 ○○○○○○○ 3.1.2 Kartierung○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 42
3.2 Laborarbeit○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 42 ○○○○ 3.2.1 Physikalische Untersuchungen○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 43
3.2.2 Chemische Untersuchungen○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 43
3.2.3 Mineralogische Untersuchungen○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 47 ○○○○○○○○○○○○○○○○
3.3 Weitere Analysen○○○○○○○○○○○○○○ 48 ○○○○○○○○○○○ 3.4 Berechnungen○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 48
3.4.1 Berechnung von Verwitterungsindizes und Anreicherungsfaktoren○○○○○○○○ 48 ○○○○○○○○○○○○
3.4.2 Statistische Berechnungen○○○○○○○○○○○○○○ 49 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 3.5 GIS ○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 50
3.5.1 Erfassung historischer Karten○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 51
3.5.2 Erfassung archäologischer Quellen○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 52 ○○○○○○○○○○○○○○○ 3.6 Erfassung weiterer historischer Quellen○○○○○○ 52
4 Der Naturraum○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 53 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
4.1 Lage und Abgrenzung○○○○○ 53 ○○○○○○○○
4.2 Geologie ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 53 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
4.3 Relief ○○○○○○ 55 ○○○○○○○○○○○○○
4.4 Klima ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 56 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
4.5 Böden ○○○○○○○○○○○○○○○○ 57 ○○○○○○○○○ 4.6 Vegetation○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 58
4.7 Hydrographie○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 59 ○○○○○○○○○○○○
5 Die Untersuchungsgebiete○○○○○○○○○○○○○○ 60 ○○○○○○○○○○○
5.1 Schwemmfächer○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 61 ○○○○○○○○○○○○○○
5.1.1 Rehlingen ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 61 ○○○○○○○○○○○○
5.1.2 Fisch ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 64 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
5.1.3 Gaugracht ○○○○○○ 66 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 5.1.4 Euren ○○○○○○ 68
5.1.5 Kenn ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 70
6 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
5.2 Auensedimente○○○○○○○○ 72 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
5.2.1 Tawern ○○○○ 72 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 5.2.2 Gillenbach○○○○ 73
5.3 Stadtböden○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 76
5.3.1 Brauerei ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 76 ○○○○○○○○
5.3.2 Laeis-Bucher○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 76 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
5.3.3 Karthäuserfeld○○○○○○○○○○○○ 77 ○○○○○○○○○
6 Ergebnisse○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 78 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 6.1 Schwemmfächer○○○○○○○○ 78
6.1.1 Rehlingen ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 78
6.1.2 Fisch ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 93 ○○○○○○○○○○○○○○
6.1.3 Gaugracht○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 102 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 6.1.4 Euren ○○○○ 113
6.1.5 Kenn ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 123
6.2 Auensedimente○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 132 ○○○○○○○○○
6.2.1 Tawern ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 132 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 6.2.2 Gillenbach○○○○○○○○○○○○○○ 139
6.3 Stadtböden○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 146 ○○○○○○○○
6.3.1 Brauerei ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 146 ○○○○○○○○○○○○○○ 6.3.2 Laeis-Bucher○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 148
6.3.3 Karthäuserfeld○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 153 ○○○○○○○○○○○○○○○ 7 Diskussion○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 156
7.1 Morphodynamik und Schwermetallbelastungen während des Holozäns○○○○○○ 156
7.2 Synopse der Arbeitsgebiete○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 175 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
8 Zusammenfassung○○○○○○○○○ 180 ○○○○○○○○○○○○○○○○○
Literaturverzeichnis○○○○○○○○○○○○○○○○ 182 ○○○○○○○○○○○○○ Anhang ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 201
7 ABBILDUNGSVERZEICHNIS
Abb. 2.1: Bevölkerungs- und Klimaentwicklung in Mitteleuropa○○○○○○○○○○○○○○ 33
Abb. 2.2: Atmosphärische Zirkulation über Nord- und Mitteleuropa im Atlantikum○○○○○○ 38
Abb. 2.3: Atmosphärische Zirkulation über Nord- und Mitteleuropa im Subboreal○○○○○○ 39
Abb. 2.4: Atmosphärische Zirkulation über Nord- und Mitteleuropa im Subatlantikum○○○○ 40 Abb. 4.1: Die naturräumlichen Einheiten und Untereinheiten im ehemaligen Regierungsbezirk
Trier ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 53
Abb. 4.2: Geologie des Untersuchungsraumes○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 54
Abb. 4.3: Schematischer Schnitt durch das Trier-Bitburger Mesozoikum○○○○○○○○○○ 55 ○○○○○○○○○○○○○
Abb. 5.1: Karte Profillagen und Einzugsgebiete○○○○○○○○○ 61 ○○○○○○○○○○ Abb. 5.2: Einzugsgebiet des Rehlinger Schwemmfächers○○○○○○○○ 62 Abb. 5.3: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugs-
gebiet des Rehlinger Schwemmfächers○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 62
Abb. 5.4: Längsprofil des Rehlinger Baches und des Rehlinger Grabens○○○○○○○○○○ 63 ○○○○○○○ Abb. 5.5: Einzugsgebiet des Schwemmfächers bei Fisch○○○○○○○○○○ 64 Abb. 5.6: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugs-
gebiet des Schwemmfächers bei Fisch○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 65
Abb. 5.7: Längsprofil des Baches bei Fisch○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 65
Abb. 5.8: Einzugsgebiet der Gaugracht○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 66
Abb. 5.9: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugs- ○○○○○○○
gebiet der Gaugracht○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 66 ○○○○○○○○○○○ Abb. 5.10: Längsprofil der Gaugracht○○○○○○○○○○○○○○○ 67
Abb. 5.11: Einzugsgebiet des Eurener Schwemmfächers○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 68
Abb. 5.12: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugs- ○○○○○○○○○○○○○○○○○
gebiet des Eurener Schwemmfächers○○○○○ 69 ○○○○○○○○○ Abb. 5.13: Längsprofil des Eurener Baches○○○○○○○○○○○○○○ 70
Abb. 5.14: Einzugsgebiet des Kenner Schwemmfächers○○○○○○○○○○○○○○○○○ 71
Abb.5.15: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugs- ○○○○○○○○○○○○ gebiet des Kenner Schwemmfächers○○○○○○○○○○ 71 Abb.5.16: Längsprofile ausgewählter Gullies im Einzugsgebiet des Kenner Schwemmfächers 72
Abb. 5.17: Einzugsgebiet des Gillenbachs○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 73
Abb. 5.18: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugs- ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
gebiet des Gillenbachs○○○○○ 74 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 5.19: Längsprofil des Gillenbachs○○○○○○ 74
Abb. 5.20: Das Talsystem des Gillenbachs○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 75 ○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 5.21: Profilpunkte im Stadtgebiet von Trier○○○○○○ 76
Abb. 6.1: Übersichtskarte und -photo zu den bearbeiteten Profilen auf dem Rehlinger○○○○○○○ ○○○○○○○○○○○○○○○
Schwemmfächer○○○○○○○○○○○○○○○○ 78 ○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.2: Catena der Profile Rehlingen○○○○○○○○ 78
Abb. 6.3: Profilzeichnung Rehlingen 6○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 79
Abb. 6.4: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Rehlingen 6○○○○○○○ 79
Abb. 6.5: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Rehlingen 6○○○○○○○○ 80
8
Abb. 6.6: Röntgendiffraktogramme und Tonmineral-Gruppen Rehlingen 6○○○○○○○○○ 81 ○○○○○○○ Abb. 6.7: Profilzeichnung Rehlingen 9○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 82
Abb. 6.8: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Rehlingen 9○○○○○○○○ 82 Abb. 6.9: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil
Rehlingen 9○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 82 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.10: Profilzeichnung Rehlingen 3○○○○○○ 83
Abb. 6.11: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Rehlingen 3○○○○○○○ 84
Abb. 6.12: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Rehlingen 3○○○○○○ 84 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.13: Profilzeichnung Rehlingen1○○○○○○ 86
Abb. 6.14: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Rehlingen 1○○○○○○○○ 86
Abb. 6.15: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Rehlingen 1○○○○○○○○○○ 87
Abb. 6.16: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Rehlingen 2○○○○○○○○ 88
Abb. 6.17: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Rehlingen 2○○○○○○○○○○○○○○ 88
Abb. 6.18: Profilzeichnung Rehlingen 4○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 89
Abb. 6.19: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Rehlingen 4○○○○○○○○ 90
Abb. 6.20: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Rehlingen 4○○○○○○ 90
Abb. 6.21: Landnutzung im Rehlinger Einzugsgebiet zu verschiedenen Zeiten○○○○○○○○ 91
Abb. 6.22: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugs- ○○○○○○○○○○○ gebiet des Schwemmfächers bei Rehlingen○○○○○○○○ 92
Abb. 6.23: Lage der bearbeiteten Profile auf dem Schwemmfächer Fisch○○○○○○○○○○ 93 ○○○○○○○○○○○○○
Abb. 6.24: Darstellung der Profile (Fisch) in einer Catena○○○○ 94 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.25: Profilzeichnung Fisch 1○○○○○○○○ 94
Abb. 6.26: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Fisch 1○○○○○○○○○ 95
Abb. 6.27: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Fisch 1○○○○○○○○ 95 ○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.28: Profilzeichnung Fisch 2○○○○○○○○○○ 96
Abb. 6.29: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Fisch 2○○○○○○○○○ 97
Abb. 6.30: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Fisch 2○○○○○○○○ 97 ○○○○○○○○○○○○○○○○○
Abb. 6.31: Profilzeichnung Fisch 3○○○○○○○○○○ 97 ○○○○○○○○○ Abb. 6.32: Profilzeichnung Fisch 4○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 98
Abb. 6.33: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Fisch 4○○○○○○○○○ 98
Abb. 6.34: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
Fisch 4 ○○○○ 99 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.35: Profilzeichnung Fisch 5○○○○○○○○ 99
Abb. 6.36: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Fisch 5○○○○○○○○○ 99
Abb. 6.37: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Fisch 5 ○○○○○○○○○○○○○○ 100
Abb. 6.38: Landnutzung im Einzugsgebiet bei Fisch zu verschiedenen Zeiten○○○○○○○○ 101
Abb. 6.39: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugs- ○○○○○○○○○ gebiet des Schwemmfächers bei Fisch○○○○○○○○○○○○ 102
Abb. 6.40: Lage der bearbeiteten Profile (P1, P2, P3) und der Bohrung (S1) im Albachtal○○○ 102
Abb. 6.41: Darstellung der Profile (Gaugracht/Albach) in einer Catena○○○○○○○○○○○ 103
Abb. 6.42: Profilzeichnung Romlag○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 103
Abb. 6.43: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Romlag○○○○○○○○○ 104
9 Abb. 6.44: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktorenund Hauptelement-Verhältnisse im Profil
Romlag ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 104 ○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.45: Photo Bohrkern RomlagI○○○○○○○○○○○ 105
Abb. 6.46: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Bohrkern RomlagI○○○○○○○ 105
Abb. 6.47: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Bohrkern RomlagI○○○○○○ 106 ○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.48: Profilzeichnung Albach I○○○○○○○○○○○○ 107
Abb. 6.49: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Albach I○○○○○○○○ 107
Abb. 6.50: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Albach I○○○○○○○○ 108
Abb. 6.51: Profilzeichnung Albach II○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 109
Abb. 6.52: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Albach II○○○○○○○○ 109
Abb. 6.53: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Albach II○○○○○○○ 110
Abb. 6.54: Landnutzung im Einzugsgebiet der Gaugracht zu verschiedenen Zeiten○○○○○○ 111
Abb. 6.55: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet der ○○○○○○○○○○○○○○○ Gaugracht○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 112
Abb. 6.56: Lage der bearbeiteten Profile auf dem Schwemmfächer Euren○○○○○○○○○○ 113
Abb. 6.57: Morphologie des Eurener Schwemmfächers zu verschiedenen Zeiten○○○○○○○ 113 ○○○○○○○○○○○
Abb. 6.58: Darstellung der Profile (Euren) in einer Catena○○○○○○ 114 ○○○○○○○○○○○○○○○○○
Abb. 6.59: Profilzeichnung Euren I○○○○○○○○○○ 114 ○○○○○ Abb. 6.60: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Euren I○○○○ 115
Abb. 6.61: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktorenund Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○
Euren I ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 115 ○○○○○○○○○○○○○
Abb. 6.62: Profilzeichnung Euren II○○○○○○○○○○○○○○ 116 ○○○○○○○○○○○○○
Abb. 6.63: Geochemie Euren II○○○○○○○○○○○○○○○○ 116 ○○○○○○○○○ Abb. 6.64: Umfassungsmauer und begleitende Schichten○○○○○○○○ 116
Abb. 6.65: Profilzeichnung Euren III/1○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 117
Abb. 6.66: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Euren III/1○○○○○○○○ 117
Abb. 6.67: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○
Euren III/1○○○○○○ 118 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.68: Profilzeichnung Euren III/2○○○○ 119
Abb. 6.69: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Euren III/2○○○○○○○○ 119
Abb. 6.70: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Euren III/2○○○○○○○ 120 ○○○○○ Abb. 6.71: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Euren V○○○○ 121
Abb. 6.72: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Euren V ○○○○○○○○○○○○○○○○ 121
Abb. 6.73: Landnutzung im Eurener Einzugsgebiet zu verschiedenen Zeiten○○○○○○○○○ 122
Abb. 6.74: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet des ○○○○○○○○○○ Schwemmfächers bei Euren○○○○○○○○○○○○○○○○ 122
Abb. 6.75: Übersichtskarte und -photo zu den bearbeiteten Profilen auf dem Kenner ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Schwemmfächer○○○○○○○○ 123
Abb. 6.76: Darstellung der Profile (Kenn) in einer Catena○○○○○○○○○○○○○○○○○ 124 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.77: Profilzeichnung Kenn 11○○○○ 124
Abb. 6.78: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Kenn 11○○○○○○○○○ 124
Abb. 6.79: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Kenn 11○○○○○○○○ 125 ○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.80: Profilzeichnung Kenn 12○○○○○○○○○○○○ 126
Abb. 6.81: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Kenn 12○○○○○○○○○ 126
10 Abb. 6.82: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Kenn 12○○○○○○○○ 126
Abb. 6.83: Photo Bohrkern Kenn II○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 127 ○○○○○○○○○ Abb. 6.84: Summenparameter im Bohrkern Kenn II○○○○○○○○○○ 127
Abb. 6.85: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im ○○○○○○○○○○○○○ Bohrkern Kenn II○○○○○○○○○○○○○○○○○ 128
Abb. 6.86: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Bohrkern Kenn III○○○○○○○ 128
Abb. 6.87: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältniswerte im ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Bohrkern Kenn III○○○○ 129
Abb. 6.88: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Bohrkern Kenn VI○○○○○○○ 130
Abb. 6.89: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältniswerte im Bohrkern Kenn VI○○○○ 130
Abb. 6.90: Landnutzung im Kenner Einzugsgebiet zu verschiedenen Zeiten○○○○○○○○○ 131
Abb. 6.91: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet des ○○○○○○○○○○○○○○○○
Schwemmfächers bei Kenn○○○○○○○○○○ 132 ○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.92: Lage der bearbeiteten Profile○○○○○○○○○○ 133
Abb. 6.93: Profilzeichnung Tawern 4○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 133
Abb. 6.94: Geochemie Tawern 4○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 133
Abb. 6.95: Profilzeichnung Tawern 3○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 134
Abb. 6.96: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Tawern 3○○○○○○○○○ 134
Abb. 6.97: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○ Tawern 3○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 135
Abb. 6.98: Profilzeichnung Tawern 5○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 136
Abb. 6.99: Geochemie Tawern 5○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 136 ○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.100: Profilzeichnung Tawern 1○○○○○○○○○○○○○ 136
Abb. 6.101: Profilzeichnung Tawern 2○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 136
Abb. 6.102: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Tawern 1○○○○○○○○ 137
Abb. 6.103: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Tawern 2○○○○○○○○ 137
Abb. 6.104: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○ Tawern 1○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 137
Abb. 6.105: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○ Tawern 2○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 138
Abb. 6.106: Profilzeichnung Tawern 6○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 139 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.107: Geochemie Tawern 4○○○○○○ 139
Abb. 6.108: Profilzeichnung Gillenbach 1○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 139
Abb. 6.109: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Gillenbach 1○○○○○○○ 140
Abb. 6.110: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Gillenbach 1○○○○○ 141
Abb. 6.111: Profilzeichnung Gillenbach 2 (links) und Gillenbach 3 (rechts)○○○○○○○○○ 142
Abb. 6.112: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Gillenbach 2○○○○○○ 142
Abb. 6.113: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○ Gillenbach 2○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 142
Abb. 6.114: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Gillenbach 3○○○○○○○ 143
Abb. 6.115: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Gillenbach 3○○○○○ 144
Abb. 6.116: Landnutzung im Einzugsgebiet des Gillenbachs zu verschiedenen Zeiten○○○○○ 145
Abb. 6.117: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet des ○○○○○○○○○○○
Gillenbachs○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 145 ○○○○ Abb. 6.118: Profilphoto Brauerei○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 146
11 Abb. 6.119: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Brauerei○○○○○○○○ 147
Abb. 6.120: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Brauerei ○○○○ 147
Abb. 6.121: Röntgendiffraktogramme und Tonmineral-Gruppen Brauerei○○○○○○○○○○ 148 ○○○○○○○○○○○○○○○○ Abb. 6.122: Profilzeichnung Laeis-Bucher 11○○○○○○ 149
Abb. 6.123: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Laeis-Bucher 11○○○○○ 149 Abb. 6.124: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil
Laeis-Bucher 11○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 150 ○○○○○ Abb. 6.125: Profilphoto Laeis-Bucher 12○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 151
Abb. 6.126: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Laeis-Bucher 12○○○○○ 151 Abb. 6.127: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil
Laeis-Bucher 12○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 151
Abb. 6.128: Profilzeichnung Laeis-Bucher 3○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 152
Abb. 6.129: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Laeis-Bucher 3○○○○○○ 152
Abb. 6.130: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○ Laeis-Bucher 3○○○○○○○○○○○○○○○ 153
Abb. 6.131: Profilzeichnung Karthäuserfeld○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 154
Abb. 6.132: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Karthäuserfeld○○○○○ 154
Abb. 6.133: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren und Hauptelement-Verhältnisse im Profil ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Karthäuserfeld○○○○○○○○○○○○ 155
TABELLENVERZEICHNIS
Tab. 2.1: Korrelation der Terrassengliederung an Main und Donau○○○○○○○○○○○○○ 19 ○○○○○○○○○○ Tab. 2.2: Phasen der Auelehmbildung an Weser und Leine○○○○○○ 22
Tab. 2.3: Bilanzierte mittelalterlich-neuzeitliche Bodenerosion auf den beackerten Hang- ○○○○ lagen des Untereichsfeldes und des südwestlichen Harzvorlandes○○○○○ 24
Tab. 2.4: Holozänstratigraphisch bearbeitete Flußgebiete in Mitteleuropa○○○○○○○○○○ 27 Tab. 2.5: Auswahl holozänstratigraphisch bearbeiteter Regionen in der Peripherie Mitteleuropas 28
Tab. 2.6: Rekonstruierte und gemittelte Erosionsraten für 5 Phasen im Holzmaar○○○○○○ 31
Tab. 3.1: Untersuchungen zur Geochemie an unterschiedlichen Geoarchiven○○○○○○○○ 44
Tab. 3.2: Geogene Grundgehalte ausgewählter Elemente○○○○○○○○○○○○○○○○○ 45
Tab. 3.3: Tolerierbare Orientierungswerte und Grenzwerte (mg/kg) von Schwermetallen in ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Böden ○○○○○○○○○○○○○○○○ 46
Tab. 3.4: Vorsorgewerte der BBodSchV (1999) nach Bodenart, analysiert mit Königswasser- ○○○○○○○○○○○○○○○○
aufschluss in mg/kg Trockenmasse○○○○○○ 46 ○○○○
Tab. 3.5: Klassifizierung von Sortierung (So) und Schiefe (Sk)○○○○○○○○○○ 50 ○○○○○ Tab. 3.6: Erodierbarkeit der Bodenarten○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 50
Tab. 4.1: Gliederung der Flußterrassen im Moselgebiet nach Müller (1976)○○○○○○○○○ 56
Tab. 4.2: Mittler jährliche Häufigkeit von Starkregen an der Station Trier (Berg)○○○○○○○ 56 ○○○○ Tab. 4.3: Moselhochwässer nach historischen Quellen○○○○○○○○○○○○○○ 60
Tab. 5.1: Stratigraphie und Petrographie der in den Arbeitsgebieten anstehenden Gesteine○○ 77 ○○○○○○○○○○○○○ Tab. 6.1: Signifikante Korrelationen im Profil Rehlingen 6○○○○ 80
Tab. 6.2: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profil Rehlingen 6○○○○○○ 81
Tab. 6.3: Signifikante Korrelationen im Profil Rehlingen 9○○○○○○○○○○○○○○○○○ 83
12 ○○○○○
Tab. 6.4: Anreicherungsfaktoren der Spurenelemente im Profil Rehlingen 3○○○○ 85 ○○○○○○○○○ Tab. 6.5: Signifikante Korrelationen im Profil Rehlingen 3○○○○○○○○ 85
Tab. 6.6: Signifikante Korrelationen im Profil Rehlingen 1○○○○○○○○○○○○○○○○○ 87
Tab. 6.7: Signifikant korrelierende Parameter der Profile Rehlingen 1 und Rehlingen 2○○○○ 87
Tab. 6.8: Signifikante Korrelationen im Profile Rehlingen 2○○○○○○○○○○○○○○○○ 89
14 ○○○○○○○○
Tab. 6.9: C-Datierungen Rehlingen○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 91 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Tab. 6.10: Landnutzung [%] Rehlingen○○○○ 92
Tab. 6.11: Signifikante Korrelationen im Profile Fisch 1○○○○○○○○○○○○○○○○○ 96
Tab. 6.12: Korrelierende Schichten der Profile Fisch 1 und Fisch 2○○○○○○○○○○○○ 96
Tab. 6.13: Signifikante Korrelationen im Profil Fisch 5○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 100
14 ○○○○○○○○○○○
Tab. 6.14: C-Datierungen Fisch○○○○○○○○○○○○○○○○ 101 ○○○○○○○○○○○○○○○
Tab. 6.15: Landnutzung [%] Fisch○○○○○○○○○○○○ 101 ○○○○○○○○○○○○○ Tab. 6.16: Signifikante Korrelationen im Profil Albach I○○○○ 108
Tab. 6.17: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profil Albach I○○○○○○ 108
Tab. 6.18: Signifikante Korrelationen im Profil Albach II○○○○○○○○○○○○○○○○○ 110
Tab. 6.19: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profile Albach II○○○○○ 110 14
Tab. 6.20: C-Datierungen Gaugracht○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 111
Tab. 6.21: Landnutzung [%] Gaugracht○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 112
Tab. 6.22: Signifikante Korrelationen im Profil Euren I○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 115 ○○○○○○○○○○○○○ Tab. 6.23: Signifikante Korrelationen im Profil Euren II○○○○ 117
Tab. 6.24: Signifikante Korrelationen zwischen den Profilen Euren III/1 und III/2○○○○○○ 117
Tab. 6.25: Signifikante Korrelationen im Profil Euren III/1○○○○○○○○○○○○○○○○ 118
Tab. 6.26: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profil Euren III/2○○○○○ 120
Tab. 6.27: Signifikante Korrelationen im Profil Euren V○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 122 ○○○○○○○○○○○○○ Tab. 6.28: Landnutzung [%] Euren○○○○○○○○○○○○○○ 122
Tab. 6.29: Signifikante Korrelationen im Profil Kenn 11○○○○○○○○○○○○○○○○○ 125
Tab. 6.30: Korrelationen zwischen den Profilen Kenn 11 und Kenn 12○○○○○○○○○○○ 125
Tab. 6.31: Signifikante Korrelationen im Profil Kenn 12○○○○○○○○○○○○○○○○○ 127
Tab. 6.32: Lage der Extrema der Zn-Konzentrationen○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 129
Tab. 6.33: Anreicherungsfaktoren der Spurenelemente im Bohrkern Kenn VI○○○○○○○○ 130
Tab. 6.34: Signifikante Korrelationen im Bohrkern Kenn VI○○○○○○○○○○○○○○○ 131
14 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Tab. 6.35: C-Datierungen Kenn○○○○○○○○ 131
Tab. 6.36: Landnutzung [%] Kenn○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 131 ○○○○○ Tab. 6.37: Signifikante Korrelationen im Profil Tawern 3○○○○○○○○○○○○ 135
Tab. 6.38: Signifikante Korrelationen in den Profilen Tawern 1 und Tawern 2○○○○○○○ 138
Tab. 6.39: Pedogenes Eisen und abgeleitete Quotienten im Profil Gillenbach 1○○○○○○○○ 141
Tab. 6.40: Signifikante Korrelationen im Profil Gillenbach 2○○○○○○○○○○○○○○○ 143
Tab. 6.41: Pedogenes Eisen und abgeleitete Quotienten im Profil Gillenbach 2○○○○○○○ 143
Tab. 6.42: Signifikante Korrelationen im Profil Gillenbach 3○○○○○○○○○○○○○○○ 144 ○○○○○○○○○○○○○○○○○○ Tab. 6.43: Landnutzung [%] Gillenbachs○○○○○○ 145
14 ○○○○○○○○○○○○○ Tab. 6.44: C-Datierungen Gillenbach○○○○○○○○○○○○ 146
Tab. 6.45: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profil Brauerei○○○○○○ 148
Tab. 6.46: Signifikante Korrelationen im Profil Laeis-Bucher 11○○○○○○○○○○○○○○ 150
Tab. 6.47: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profil Laeis-Bucher 11○○○ 150
13 Tab. 6.48: Signifikante Korrelationen im Profil Laeis-Bucher 3○○○○○○○○○○○○○○ 153 14
Tab. 6.49: C-Datierungen Laeis-Bucher○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○○ 153
Tab. 6.50: Signifikante Korrelationen im Profil Karthäuserfeld○○○○○○○○○○○○○○ 155
NUTZUNGSVEREINBARUNG ZU DEN VERWENDETEN KARTEN
Die topographischen Karten in dieser Arbeit entsammen Geobasisdaten, ©Landesvermessungsamt Rheinland-Pfalz 06.10.2000 - Az.: 26722-1.11. Die thematischen Karten (Geologie, Bodenarten des Oberbodens) wurden dargestellt unter Verwendung von Daten aus der Landschaftsrahmenplanung Region Trier. Copyright ©Land Rheinland-Pfalz, Struktur- und Genehmigungsdirektion Nord (obere Landespflegebehörde)
14 1 EINLEITUNG
Die Frage nach dem Einfluss des Menschen auf den Natur- und Landschaftshaushalt seit der neolithischen Revolution, als die ersten Ackerbauern mit einer produzierenden Wirtschaftsweise begannen, wird häufig gestellt. Verschiedene von Deutscher Forschungsgemeinschaft und Europäischer Union geförderte Projekte und Schwerpunktprogramme beschäftigten sich mit der Wechselwirkung Mensch - Umwelt während des Holozäns, um die vielfältigen ineinandergreifenden Prozesse in terrestrischen Ökosystemen während der Vergangenheit zu verstehen. Diese Forschungen sind nicht zuletzt deswegen notwendig, weil die Kenntnis über die Reaktion der Landschaft eine sinnvolle Grundlage für ein zukünftiges Landmanagement ist (BIERMAN et al. 1997). Im Zuge der allgemeinen Diskussion um den Begriff der Nachhaltigkeit stellt sich auch die Frage nach der Nachhaltigkeit im Wirtschaften unserer Vorfahren. Schon die ersten Ackerbauern haben gestaltend in den Landschaftshaushalt eingegriffen, indem sie Wälder rodeten und Freiflächen schufen, auf denen Bodenerosionsprozesse stattfinden konnten. Seither wurde die ursprünglich bis auf Extremstandorte bewaldete Naturlandschaft durch den Menschen vollständig in eine kleinparzellierte Kulturlandschaft überführt. Für das Einzugsgebiet der Mosel liegen bislang neben einer Vielzahl von Untersuchungen zu pleistozänen Terrassen nur wenige Arbeiten vor, die sich systematisch mit den holozänen Sedimenten auseinandersetzen (WEIDENFELLER 1990, KÜHN 1996, LÖHR 2000), obwohl es sich hier um einen seit langer Zeit dicht besiedelten Kulturraum handelt. Diese Arbeiten gilt es zu ergänzen, um durch eine allgemeine Verdichtung der bisher punktuellen Beobachtungen und durch die Präzisierung von Datierungen eine breitere Basis für den Versuch einer Regionalisierung zu schaffen. Da fließende Gewässer mit ihren erosiven und akkumu- lierenden Formungskräften die Hauptfaktoren der holozänen Reliefentwicklung Mitteleuropas sind, werden fluviale Sedimente häufig zur Erfassung der Veränderungen von Umweltbedingungen herangezogen. Die zeitlichen und räumlichen Abfolgen der Ablagerungen werden dabei hinsichtlich ihrer prozessrelevanten Faktoren interpretiert und Rückschlüsse auf anthropogene Landschaftsveränderungen und Klimaschwan- kungen gezogen. Die einzelnen steuernden Parameter der morphodynamischen Prozesse werden jedoch in der aktuellen Forschung unterschiedlich und widersprüchlich bewertet. Eine wahre Synergie und ein Verständnis für längerfristige Interaktionen zwischen Mensch und Fluss kann sich nur dann entwickeln, wenn sowohl in den archäologischen als auch in den geowissenschaftlichen Analysen des fluvialen Geschehens eine adäquate zeitliche und räumliche Auflösung erreicht wird (MACKLIN 1999). In der vorliegenden Arbeit liegt der Schwerpunkt der Untersuchungen auf Sedimenten von Schwemm- fächern verschiedener kleiner Moseltributäre, die im Gegensatz zu anderen Geoarchiven in der Region Trier vergleichsweise häufig auftreten, und weiteren Sedimentkörpern, die Zwischenspeicher für das in den Einzugsgebieten erodierte Material bilden und damit korrelate Sedimente der holozänen Bodenerosion darstellen. Auf dieser Maßstabsebene wird die Vielzahl möglicher Einflüsse durch Fernwirkung minimiert, wie sie in größeren Einzugsgebieten zu erwarten sind (ANDRES 1998). So können zeitliche Gemeinsam- keiten und Unterschiede in den morphodynamischen Prozessen der einzelnen Untersuchungsgebiete während des Holozäns herausgestellt und Aussagen über deren Phasenhaftigkeit in Abhängigkeit von Besiedlungsgang und klimatischen Entwicklungen getroffen werden. Neben den Rückschlüssen auf Erosions-, Transport- und Sedimentationsprozesse aus sedimentologischen Untersuchungen erlauben geochemische Analysen von Schwermetallen Rückschlüsse auf historische und vorhistorische anthropogene Belastungen der Sedimente und damit der Umwelt. Diese wurden bislang u. a. erfolgreich an Geoarchiven wie Eisbohrkernen, Mooren sowie an Böden durchgeführt (z. B. HONG et al. 1994, KEMPTER 1996, ASTON et al. 1998). Hier stellt sich die Frage nach dem Erfolg des Einsatzes geochemischer Analysen in den Sedimenten und Böden der intensiv besiedelten Region Trier, um zu überprüfen, wie stark sich anthropogene Schwermetallemissionen in Ablagerungen unterschiedlicher Zeitstellung niederschlagen. Gleichzeitig wird durch die Analyse von Hauptelementen überprüft, inwie- weit sich anderswo erfolgreich eingesetzte Indizes zur Bestimmung der Verwitterungsbedingungen (BIRKELAND 1974, SCHÜTT 2000, SCHÜTT & BAUMHAUER 2000) an den in der Region
15 untersuchten korrelaten Sedimenten holozäner Bodenerosion einsetzen lassen. Diese Arbeit entstand in direkter Kooperation des Faches Physische Geographie der Universität Trier (FB VI: Geographie/Geowissenschaften) mit dem Rheinischen Landesmuseum Trier. In dieser Kombina- tion von Geowissenschaften und Archäologie leistet sie einen Beitrag zur Geoarchäologie der Region Trier. Dabei wird die ursprüngliche Definition, nach der die Geoarchäologie geowissenschaftliche Methoden und Konzepte zur Lösung archäologischer Fragen verwendet (RAPP & HILL 1998), um die von TINAPP (2002) vorgeschlagene Ergänzung des Einsatzes archäologischer Konzepte in den Geowissenschaften erweitert: „Geoarchäologie ist die Anwendung geowissenschaftlicher Methoden und Konzepte in der Archäologie und archäologischer Konzepte in den Geowissenschaften zur Erforschung der Wechselwirkungen zwischen Mensch und Landschaft in verschiedenen Epochen.“ (TINAPP 2002, S. 17).
2 STAND DER FORSCHUNG
2.1 FORSCHUNGSSTAND ZUR HOLOZÄNEN GEOMORPHODYNAMIK
Zum Verständnis der holozänen Landschaftsentwicklung muss das raum-zeitliche Wirkungsgefüge zwischen den natürlichen Ausprägungen der Geofaktoren und den zwischen ihnen wirkenden Prozessen sowie der anthropogenen Einwirkung (v. a. über die Landnutzung) erfasst werden. Ein mögliches Konzept ist das der geoökologisch-geomorphodynamischen Aktivität und Stabilität nach ROHDENBURG, dargestellt in BORK et al. (1998): - Stabilität herrscht unter natürlicher Vegetation (in Mitteleuropa außerhalb der Gebirgslagen nahezu ausnahmslos Wald), die die Bodenoberfläche völlig bedeckt, und selbst bei Starkregen meist vollständig vor Erosion schützt. Geomorphologisch stabile Zeiten werden durch intensive Boden- bildung gekennzeichnet. - Aktivität tritt ein, wenn die erosionshemmende Vegetation aufgrund thermischer oder hygrischer Klimaänderungen großflächig vernichtet wird: in der Folge kommt es v.a. durch Starkniederschläge zu natürlichen Erosions-, Transport- und Akkumulationsprozessen. Neben der klimatisch bedingten Zerstörung der natürlichen Vegetation kann auch der Einfluss des Menschen eine natürliche geomorphologische Stabilitätsphase unterbrechen oder beenden, indem die natürliche Waldvegetation gerodet und die Flächen anschließend ackerbaulicher Nutzung zugeführt werden. In Zeiten mit geringer Vegetationsbedeckung finden auf den genutzten Flächen Bodenerosionsprozesse statt, Folgen sind v.a. die Bildung oder Überprägung von Tiefenlinien bis hin zum Aufreißen von Gullies. Dem steht die Ablagerung von korrelaten Sedimenten in Schwemmfächern oder als Auesedimente in den Akkumulationsbereichen gegenüber. Da während des Holozäns weder die klimatischen Bedingungen noch die anthropogenen Einflüsse konstant waren, ist in diesem Zeitraum mit einem mehrfachen Wechsel von Phasen der Stabilität und Aktivität zu rechnen.
Geoarchive zur Rekonstruktion der Landschaftsgeschichte
Die Entwicklung einer Landschaft und die Mehrphasigkeit holozäner Prozesse lassen sich aus einer Vielzahl von Geoarchiven erkennen. Sowohl holozäne Sedimente (wie Auenterrassen und Auenlehme, Seesedimente, Schwemmfächer und Kolluvien) als auch Böden entsprechender Zeitstellung enthalten eine
16 Vielzahl von Informationen über die geoökologisch-geomorphodynamischen Bedingungen zur Zeit ihrer Entstehung. Anhand des sedimentologisch-strukturellen sowie pedologischen Habitus des holozänen Formenschatzes besteht die Möglichkeit, Paläoprozesse und deren Steuerungsfaktoren zu erforschen, auch und besonders unter Einbeziehung der aktualgeomorphologischen Prozessforschung (vgl. z.B. RICHTER & NEGENDANK 1977, MÜLLER 1988, MÄCKEL & RÖHRIG 1991, BELL 1992, MOLDENHAUER 1995). Dabei muss allerdings beachtet werden, dass eine Extrapolation aktueller Daten in die Vergangenheit deswegen problematisch ist, weil von einer Konstanz der geomorphologischen Prozesse und der gegenwärtigen klimatischen Bedingungen ausgegangen und daher die Variabilität des hydrologischen Regimes vernachlässigt werden müsste (ZOLITSCHKA & NEGENDANK 1997). Allein in Mitteleuropa und seinen Nachbargebieten gibt es eine stetig zunehmende Zahl von Veröffentli- chungen zur holozänen Landschaftsentwicklung, die sich mit den unterschiedlichen Geoarchiven ausein- andersetzen. Das hauptsächliche Forschungsinteresse liegt dabei in der Frage nach den Ursachen, dem Einsetzen und der Dauer bzw. der Phasenhaftigkeit der holozänen morphodynamischen Prozesse, die zur Bildung der jeweils untersuchten Ablagerungen führten, und damit die Fragen nach der Ausweisung von Stabilitäts- und Aktivitätsphasen. Damit verbunden ist das Interesse an einer möglichen überregionalen Synchronisierung unterschiedlicher Gebiete. Dabei ist die Wechselwirkung zwischen den Einflüssen des Menschen, der seit der neolithischen Revolution - also seit dem Übergang von Jäger- und Sammlertum zu einer aneignenden Wirtschaftsweise - aktiv in den Landschaftshaushalt eingreift, sowie den klimatischen Einflüssen auf die holozäne Umwelt von besonderem Interesse. Weit verbreitete und untersuchte holozäne Ablagerungen sind die in den Flusstälern während morphodynamischer Aktivitätsphasen durch Hochwasser abgelagerten Auensedimente, speziell Auen- lehme, die unter anthropogenem Einfluss erodiert und sedimentiert wurden. Bezüglich der Steuerungsfaktoren, die zu ihrer Ablagerung führen, wird diskutiert, ob die Auensedimente ihren Ursprung in der menschlichen Siedlungstätigkeit (Rodung und damit verbundene Bodenerosion) haben oder als natürliches Teilglied der “fluviatilen Serie” (SCHIRMER 1983) angesehen werden müssen. Da es sich bei Flusssystemen um sehr komplexe Wirkungsgefüge handelt, die abhängig sind von Wasserhaushalt, Gestein, Relief, Boden, Vegetation, Klima u.s.w., können die auftretenden raum-zeitlichen Veränderungen der Auesedimente auf entsprechend viele auslösende Mechanismen zurückgeführt werden ( HILLER et al. 1991, BARSCH et al. 1993, BROWN 1997). Die Klima-Geomorphologie sieht aufgrund einer überregionalen Parallelisierbarkeit des internen Sedimentaufbaus verschiedener mitteleuropäischer Flußauen überregional wirksame klimatische (also systemexterne) Steuerungsmechanismen für das fluviale Geschehen, die Prozess-Geomorphologie interpretiert die Ursachen der holozänen fluvialen Morphodynamik aus systeminternen Zusammenhängen heraus für jedes Flussgebiet gesondert (BUCH & HEINE 1995). So werden als Hauptsteuerungsmechanismen die Teilglieder des “dreigliedrigen flussmorphologischen Kräftespiels” (HILGART 1995) diskutiert: - der systemexterne klimatische Einfluss, v. a. erklärt durch die zeitliche Koinzidenz von Sedimentations- merkmalen überregionaler (fluvialer) Systeme, - der anthropogene Einfluss durch kleinräumige menschliche Siedlungstätigkeit in Verbindung mit Rodung, v. a. aufgrund der zeitlichen Nichtkoinzidenz von benachbarten (fluvialen) Systemen unterschiedlicher Besiedlungsgeschichte und der Korrelation von sedimentologisch-pedologischen Befunden mit dem Besiedlungsgang (BECKER 1982) sowie - die Überschreitung systemimmanenter Schwellenwerte, die zur Einstellung eines neuen Gleichge- wichtes führen (BRUNDSEN & THORNES 1979, SCHUMM 1979). Dem fluvialen System zugehörig sind Schwemmfächersedimente, die korrelate Sedimentkörper der Abtragung innerhalb eines Einzugsgebietes darstellen und in der Aue ihres Vorfluters sedimentiert werden, wo sie sich gegebenenfalls mit den Auesedimenten verzahnen. Auch bei Kolluvien handelt es sich um korrelate Sedimente holozäner Bodenerosion (SEMMEL 1995a): Erodiertes (Ober-)Bodenmaterial wird über relativ kurze Strecken transportiert und sedimentiert sowohl
17 in Dellen und Senken als auch in Hangfußpositionen. Sie sind in ihrer Entstehung als eindeutiges Merkmal morphodynamischer Aktivität zu werten. Eine Zusammenfassung über vorgeschichtliche Kolluvien in Mitteleuropa liefert NILLER (1998). Die Ausdifferenzierung von Horizonten in Böden erfordert Zeit, die v. a. in Phasen morphodynamischer Stabilität gegeben ist (BORK et al. 1998). Unterschiedliche Entwicklungsgrade stellen eine Möglichkeit zur relativen Abschätzung des Bodenalters dar (Pedochronologie). Böden können Sedimentkörper je nach Art der Sedimentation (vertikale oder laterale Aggradation) vertikal gliedern oder horizontal miteinander vergesellschaftet auftreten. Eine Zusammenstellung zahlreicher Einzelbefunde in Mitteleuropa legt NILLER (1998) vor. Besonders jahreszeitlich geschichtete Seesedimente liefern über die Warvenmächtigkeit wertvolle, zeitscharfe Aussagen bezüglich der natürlich oder anthropogen verursachten Veränderungen in ihrer unmittelbaren Umgebung. Seesedimente archivieren paläoökologische Änderungen bzgl. des Klimas, der Landnutzung, des Eutrophierungsgrades und der Bodenerosion (GAILLARD et al. 1991, SCHWELLENTIN et al. 1993, LÜDER & ZOLITSCHKA 2001). Besonders vorteilhaft ist, dass in diesen Ablagerungsräumen alle aus einem definierten Einzugsgebiet ausgetragenen partikulären Substanzen akkumulieren, die so theoretisch mit mittleren Raten und Prozessen im Einzugsgebiet verbunden werden können (DEARING 1986 in ZOLITSCHKA & NEGENDANK 1997). Besonders Hochmoore bieten über die Menge windeingetragener minerogener Bestandteile eine Möglichkeit zur Abschätzung äolischer Erosionsprozesse (FRENZEL et al. 1996). Eine wenn auch im Holozän eher untergeordnete Rolle bezüglich der Reliefmodifikation spielen gravitative Massenbewegungen (EINSELE & RICKEN 1995, BEYER 2002, KAUSCH et al. 2002a).
2.1.1 Holozäne fluviale Geomorphodynamik in Mitteleuropa
Für eine Vielzahl mitteleuropäischer Flüsse wurden inzwischen holozänstratigraphische Arbeiten vorgelegt (vgl. Tab. 2.4), wobei ein Schwerpunkt der Untersuchungen meist an Teilabschnitten von Hauptflüssen und den dort abgelagerten Auensedimenten lag. Über die raum-zeitliche Veränderung der Morphodynamik in Nebentälern ist dagegen weniger bekannt (ROTHER 1989), obwohl nach ANDRES (1998) Aussagen über die unmittelbaren Umweltveränderungen aus Hauptflüssen nur sehr eingeschränkt getroffen werden können, da in ihnen die vielfältigen Mechanismen von Fern- und Nahwirkung, klimati- schen Impulsen und anthropogenem Einfluss so stark gekoppelt und überlagert sein können, dass daraus kaum räumlich und zeitlich zuzuordnenden Aussagen getroffen werden können. Kleinere Flüsse und deren Auensedimente sind dagegen besser geeignet (ANDRES 1998). Auch WILDHAGEN & MEYER (1972) sowie DÖRFLER et al. (1998) betonen die Notwendigkeit der Untersuchung von Seitentälern. Um jedoch zeitscharfe Vergleiche zwischen den verschiedenen Arbeitsgebieten ziehen zu können, müssten die 14C- Daten älterer Untersuchungen neu kalibriert werden.
Reihenterrassen und Auenlehme
In den verschiedenen Arbeitsgebieten bestehen unterschiedliche Auffassungen bezüglich des Beginns und zeitlichen Ablaufs sowie der Steuerungsmechanismen der holozänen fluvialen Morphodynamik. Alle vorgestellten Untersuchungen beziehen sich auf Europa nördlich der Alpen. Ein Vergleich mit den immer zahlreicheren Studien im Mittelmeergebiet wird nicht gezogen. Über den Nachweis regional asynchroner Aktivitäts- und Stabilitätsphasen wird dort die menschliche Siedlungsaktivität seit dem Neolithikum zunehmend in den Vordergrund gestellt, was LÖHR (2000) resümierte. SCHIRMER (1981, 1991) gliedert am Main 7 holozäne, lateral verschachtelte Reihenterrassen (im Sinne der fluvialen Serie, SCHIRMER 1983) innerhalb der Aue aus, die jeweils während einer Aktivitäts-
18 phase gebildet wurden (vgl. Tab. 2.1). GERLACH (1990) unterteilt die Staffelbacher Terrasse aufgrund historischer Quellen in 5 untergeordnete Aktivitätsphasen.
Tab. 2.1: Korrelation der Terrassengliederung an Main (SCHIRMER 1981, 1991) und Donau (SCHELLMANN 1990)
Diese Auenterrassen werden jeweils durch Stabilität anzeigende Bodenbildungen abgeschlossen. Mit abnehmendem Alter der Terrassen verkürzen sich die Bildungszeiträume der Schotterkörper, was zu einer Verminderung der lateralen Ausdehnung und Mächtigkeit der einzelnen Schotterkörper führt. Da die Umlagerungsphasen innerhalb des gesamten untersuchten Flussgebietes räumlich und zeitlich einheitlich sind, ein Vergleich mit benachbarten Flussgebieten (SCHIRMER 1995: Rhein, Main, Donau, Isar, Weser) entsprechende Ergebnisse liefert, und die Aktivitätsphasen mit alpinen Gletscherschwankungen korrelie- ren, sieht SCHIRMER das Klima mit seinen Schwankungen als übergeordneten Steuerungsmechanismus an. Der menschliche Einfluss modifiziere zudem v.a. seit der Römerzeit die natürlichen talformenden Prozesse insofern, als dass der rodende Eingriff die Labilität des Hydroregimes im Tal fördere, so dass schon feinere Klimavarianten Veränderungen im Abfluss auszulösen vermögen, die vorher kaum wirksam geworden wären (SCHIRMER 1981, 1991, 1995). Für die Zeit seit dem Mittelalter wird dies durch GERLACH (1990, S. 185) bestätigt: „Demnach lässt sich für den Ökofaktor Fluss seit dem Mittelalter ein fast gleichberechtigtes Nebeneinander von Natur und Mensch feststellen, wobei die Natur bei den inneren Steuerungsmechanismen (Flussaktivität durch Klimaschwankung) weitgehend autonom blieb, während der Mensch die äußeren Bedingungen des Ökosystem soweit destabilisiert hatte, dass sich neue morphologische Einheiten mit allerdings noch natürlichem Aufbau bilden konnten.“ BECKER (1983) sieht jedoch spätestens bei den der subborealen Terrasse nachfolgenden Auenterrasse eine deutlich durch die Rodungstätigkeit des Menschen ausgelöste Störung der Abflussverhältnisse. JOCKENHÖVEL (1986) kann in einem Mainaltlauf eine bereits in das Alt- und Mittelneolithikum datierende Auelehmbildung nachweisen, die vermutlich an anthropogene Faktoren zu knüpfen ist. An der Donau gelingt es SCHELLMANN (1990), ebenso wie FELDMANN (1991) an der Isar, in allen untersuchten Talabschnitten ebenfalls 7 holozäne Reihenterrassen auszugliedern, die er mit denen von SCHIRMER zeitlich korrelieren kann (vgl. Tab. 2.1), weswegen er sich der Interpretation eines weitgehend klimatisch gesteuerten Abflussverhaltens anschließt. Dabei hätten lokale Einflüsse zwar eine große Auswirkungen auf geologisch-morphologische Lagerungen der Terrassen, nicht aber auf die Gesamtzahl und zeitliche Stellung der großen holozänen Umlagerungsperioden. BIBUS & WESLER (1995) gliedern am Neckar 12 Sedimentkörper aus, die sie in 4 Akkumulationsphasen mit dazwischenliegenden Ruhephasen zusammenfassen. Aufgrund der hohen Korrelation mit den Sedimen- ten anderer mitteleuropäischer Flüsse (Main, Regnitz, Donau, Rhein, Isar) sehen auch sie weitreichende klimatische Einflüsse als Steuerungsmechanismus, ab der dritten Phase wird zusätzlich der Mensch als Einflussfaktor mit in Betracht gezogen. Auch BRUNNACKER & STRAUCH (1985) sprechen von einer prinzipiell gleichartigen holozänen Flussentwicklung vom Alpenrand bis zum Niederrhein und an der Donau, allerdings sehen sie nicht eindeutig das Klima als ausschlaggebenden Faktor, sondern meinen, dass die Ursachen nicht eindeutig zu erkennen seien. SCHREIBER (1985) erkennt am Lech 8 Phasen gesteigerter
19 fluvialer Aktivität und kommt aufgrund ihrer zeitlichen Übereinstimmung mit der Besiedlungsgeschichte zu dem Schluss, dass anthropogene Faktoren die natürlichen Faktoren der Talbildung unterstreichen, oder der Mensch durch die Siedlungsaktivität in das Naturgeschehen eingegriffen hat. BUCH (1988) stellt für das ältere Holozän an der Donau im selben Arbeitsgebiet wie SCHELLMANN (1990) einen Widerspruch in der zeitlichen Koinzidenz zwischen Terrassenbildung und alpinen Gletscher- schwankungen fest. Er erkennt, dass sich verschiedene Talabschnitte in Phasen erhöhter Hochfluttätigkeit flussmorphologisch unterschiedlich entwickeln und gliedert 3 holozäne Auenstufen aus. Seiner Ansicht nach ist die Flussentwicklung nicht nur von äußeren Störimpulsen wie klimatischen Fluktuationen oder anthropogenen Eingriffen abhängig („allogenic change“ nach LEWIN 1977), sondern auch von der im Flussregime selbst begründete lokalen Eigendynamik („autogenic change“, dito), so dass eine vom Klimarhythmus unabhängige Eigengesetzlichkeit des fluvialen Geschehens hinsichtlich Akkumulation und Erosion besteht (wenn auch anthropogene und klimatische Einflüsse nicht geleugnet werden). Die Ursache sieht er im „dynamic process-response of channel development“ von HEY (1979): Nach einem initialen Störimpuls ist die weitere fluviale Entwicklung als eine in der Zeit gedämpfte Oszillation von Erosions- und Akkumulationszyklen aufzufassen. Während dieser Oszillation werden auch dann Terrassen gebildet, wenn zwischenzeitlich keine weiteren Störungen das System beeinflussen. Als initialen Störimpuls erkennt er die Großzyklen der quartärer Klimaentwicklung, wobei die Wirksamkeit der folgenden holozänen Klimaschwankungen dann vom aktuellen Entwicklungsstadium innerhalb eines Erosions-/ Akkumulationszyklusses in Bezug auf die systemimmaneneten Schwellenwerte abhängig ist: Befindet sich das System nahe dem Schwellenwert Akkumulation/-Erosion, reicht evtl. ein kleineres Hochwasserereignis für den flussdynamischen Umbruch, anderenfalls kann der Schwellenwert auch mit einer Folge von Hochwasserereignissen nicht erreicht werden. Somit ist ein klimatischer Einfluss zwar eine mögliche, aber keine notwendige Voraussetzung für geomorphodynamische Veränderungen in einem Flusssystem. Bereits MÄCKEL (1970) geht nach Untersuchungen von Sedimenten an der Lahn davon aus, dass jeder Flussabschnitt im Holozän seine eigenständigen Arbeitsphasen hat, die durch regional sich verschieden auswirkende klimatische Zusammenhänge (regionale Singularitäten) bedingt werden. Während BUCH & HEINE (1995) die Bildung von Auenlehmen an der Donau als typisches Sediment mäandrierender fluvialer Systeme im Sinne der fluvialen Serie (SCHIRMER 1983) verstehen, sind in anderen Untersuchungsgebieten Reihenterrassen nicht nachweisbar. In diesen Arbeiten liegt das Augen- merk v.a. auf den Sedimenten, die während Aktivitätsphasen aufgrund erhöhter Hochwassertätigkeit in der Aue außerhalb der Rinnen abgelagert wurden. Sie werden hier unter dem Begriff Auenlehm zusammengefasst, obwohl sie - je nach Liefergebiet und Beschaffenheit der Böden im Einzugsgebiet - auch andere Texturmerkmale aufweisen können. Z. B. berichtet WEIN (1971) von Auensanden aus dem sandigem Einzugsgebiet der Ems. Während Stabilitätsphasen konnten sich in den Auenlehmen Böden entwickeln, die die Auelehmdecken gliedern. Bezüglich des Vergleichs von Rinnensedimenten mit Auenlehmen verweist LITT (1986) auf eine Parallelität diskontinuierlicher Auelehmablagerung und kontinuierlicher Schotterum- lagerung während des Holozän. Hinweise auf die Ablagerungsmechanismen liefern - wie bei den Reihenterrassen - raum-zeitliche Vergleiche der Ablagerungen mit dem Besiedlungsgang im jeweiligen Untersuchungsraum und der holozänen Klima- entwicklung sowie der Vergleich räumlich getrennter Untersuchungsgebiete. EISSMANN (1975) sieht die Auelehmbildung als grundsätzliche Erscheinung des gemäßigten Klimas an, die ein kontinuierlich seit dem Alleröd ablaufender, natürlicher Prozess ist, der durch den Menschen nur verstärkt, nicht ausgelöst wurde. Aus unterschiedlichen Einzugsgebieten wird von entsprechender vorneolithischer Sedimentation von feinkörnigen Sedimenten in der Aue berichtet (Lahn: HEINE 1970, MÄCKEL 1970; Wetter: LANG & NOLTE 1999; Ruhr: SCHALICH 1968, BIBUS & WESLER 1995; Schwarzwald: MÄCKEL 1998 (als Hochflutlehme) aus MÄCKEL & FRIEDMANN 1999). In den meisten Fällen wird sie auf Erosionsprozesse in Folge der noch nicht vollständigen Wiederbewaldung der Landschaft während des Übergangs vom Spätglazial zum Postglazial zurückgeführt. Mit Beginn des Holozäns und der damit einhergehenden Umbruchsphase, die durch Wiederbewaldung
20 und Stabilisierung der Böden gekennzeichnet ist, kommt es nach verschiedenen Autoren in den Flussauen sowohl des Tieflands als auch des Mittelgebirges nach einer Erosionsphase der jüngsten Niederterrasse zu einer Bildung von Mudden und Torfen bzw. eines schwarzen Auenbodens, die auf Stabilität deuten. Auf diese frühholozäne Stabilitätsphase folgt in den Talauen die Ablagerung von Auelehmen, deren Einsetzen auf unterschiedliche Zeiten festgesetzt wird. Allerdings bezweifelt NILLER (1998) grundsätzlich, dass Auenlehme die ältesten Zeugen einer Sedimentation darstellen: er geht von einem Kaskadensystem aus, bei dem zunächst kleinräumig Dellen und Senken durch Kolluvien aufgefüllt werden. Erst wenn so ein Reliefausgleich geschaffen wurde, werden die jüngeren Sedimente bis in die Aue transportiert und dort als Auenlehm abgelagert. Dagegen berichten verschiedene Autoren von einer gleichzeitigen vorgeschichtlichen Bildung von Kolluvien und Auenlehmen (MÄCKEL & FRIEDMANN 1999, TINAPP 2002). Nach Untersuchungen von MÄCKEL & RÖHRIG (1991), MÄCKEL & ZOLLINGER (1995) sowie MÄCKEL & FRIEDMANN (1999) im Schwarzwald und im südlichen Oberrheintiefland sind holozäne Phasen erhöhter fluvialer Aktivität sowohl mit dem Klima- als auch, und zwar stärker, mit dem Besiedlungsgang verknüpft. MÄCKEL & RÖHRIG (1991) sowie MÄCKEL & ZOLLINGER (1995) berichten von 4, MÄCKEL & FRIEDMANN (1999) von 8 Phasen der Auelehmakkumulation: Ab dem ausgehenden Präboreal wurde während einer Stabilitätsphase durch intensive Bodenbildung eine Auen- schwarzerde gebildet. Infolge erhöhter Niederschläge und der damit zunehmenden Abflussbildung kam es im Atlantikum zu einer verstärkten Einschneidung der Gewässer. MÄCKEL & FRIEDMANN (1999) berichten von lehmigen Sedimenten aus dem Atlantikum. Während des frühen Subboreals verursacht eine Klimaverschlechterung in Kombination mit der neolithi- schen Landnahme und dem beginnenden Ackerbau im Schwarzwald und im südlichen Oberrheintiefland Schotterakkumulationen, die sich latènezeitlich infolge ausgedehnter Rodungstätigkeit wiederholten, die latènezeitlichen Schotterkörper wurden im Subatlantikum von Auelehm überdeckt. Mit einer verstärkten Auelehmbildung ist nach MÄCKEL & FRIEDMANN (1999) bereits seit der Bronzezeit zu rechnen. Das frühe Subatlantikum entsprach mit einsetzender Bodenbildung einer Stabilitätsphase, die während der Römerzeit beendet wurde, als es, verursacht v.a. durch Waldrodung für Brenn-, Bauholz und Zwecke des Bergbaus sowie durch intensive landwirtschaftliche Nutzung, zu intensivierter fluvialer Aktivität kam, die sich durch Schotterumlagerungen und Aufschotterungen nachweisen lässt. Mit dem Limesfall und dem Rückzug der römischen Verwaltung (+/- 260 AD) kam es wieder zu einer Stabilisierung und Regenerierung der Vegetation und zu Bodenbildung (MÄCKEL & FRIEDMANN 1999). Während des Mittelalters folgte eine zweiphasige Ablagerung von Auelehmen: zunächst während der alemannischen Landnahme und Ausbauzeit im 5.-7. Jh. n. Chr., dann im 11.-13. Jh. bzw. im 15.-17. Jh., je nach Erschließungszeitpunkt der Haupt- und Seitentäler des Schwarzwaldes. Schuttkegel verzahnen sich mit dem subatlantischen Auelehm. Eine vierte Phase der Auelehmablagerung, hervorgerufen durch intensive Eingriffe des Menschen in den Landschaftshaushalt während der Neuzeit, schließt die Auelehmbildung ab (MÄCKEL & ZOLLINGER 1995, MÄCKEL & RÖHRIG 1999). Auch die Weser und ihre Nebenflüsse zählen zu den vieluntersuchten Flüssen Mitteleuropas: LÜTTIG (1960) erkennt sowohl an der Weser als auch an der Leine 3 Phasen der Auelehmbildung, die jeweils durch Erosionsphasen voneinander getrennt sind (Tab. 2.2). Im Gegensatz zu den Ablagerungen an der Weser weist er jedem Auelehmkörper der Leine eine abschließende Bodenbildung zu. Spätestens ab dem Markloher/Marienburger Niveau schließt er aus den Befunden auf eine anthropogen gesteuerte Ablagerung. Auch WILDHAGEN & MEYER (1972) finden an der Leine Beweise für eine dreigliedrige Auelehmbildung. Sie gehen von einer ersten deutlichen Auelehmbildung/Bachaktivierung in der vorrömischen Eisenzeit aus (der eine geringmächtige präneolithische Auelehm-Akkumulation vorausging), die - wie die jüngeren Auelehm-Phasen - auf anthropogene Landnutzung im Einzugsgebiet zurückgeht. PRETZSCH (1994) findet an der Leine Beweise für eine viergliedrige Auelehmbildung. Im Gegensatz zu WILDHAGEN & MEYER (1972) stellt PRETZSCH (1994) den ersten großflächig ausgebildeten ältesten Auelehm ins Boreal und weist eine verstärkte Bildung ab dem jüngeren Atlantikum nach, der im ältesten Subatlantikum während der Älteren Eisenzeit mit einer Bodenbildung abgeschlossen wird. Die Entstehung dieses „ältesten
21 Tab. 2.2: Phasen der Auelehmbildung an Weser und Leine (LÜTTIG 1960)
Auelehms“ erklärt er mit klimatischen Ursachen. Der „alte Auelehm“, der ab dem jüngeren Subatlantikum gebildet wurde, wird durch eine völkerwanderungszeitliche Bodenbildung zweigeteilt: Der liegende Auelehm kommt aufgrund der verringerten Strömung in dichter Auwaldvegetation zum Absatz. Erst ab der Sedimentation des Hangenden tritt der Mensch durch Ackerbau der Cherusker/Sachsen und mittelal- terliche Rodungen als Erosionsverstärker in Erscheinung, bis es im 12.-14. Jh. wieder zu einer Bodenbildung kommt. An der Ilme, einem linken Nebenfluss der Leine gliedert ROTHER (1989) zwei Auelehme aus, deren älterer seit 750 n. Chr. durch Rodung im Einzugsgebiet auf älteren Schwemmfächersedimenten liegt, die neolithisch bis mittelalterlich gebildet wurden. Der ältere Auelehm wurde 1350 durch Bodenbildung abgeschlossen, der jüngere Auelehm, teilweise nur in Flussschlingen abgelagert, wurde frühestens ab 1400 gebildet, ist in seinem Entstehungsbeginn aber stark schwankend. BROSCHE (1984) berichtet aus dem Tal der Werra von einem zweigliedrigen Auelehm, der einem Auensand aufliegt, dessen Liegendes boreal-subboreales „Ried“ bildet. Die beiden Auenlehme werden durch eine Bodenbildung geteilt, die aus dem Boreal oder Atlantikum (evtl. dem holozänen Klimaoptimum) stammt. An der Oberweser (THOMAS 1993) sowie der Mittelweser (LIPPS 1988, LIPPS & CASPERS 1990) werden jeweils drei Auelehme ausgegliedert. Zwar berichtet THOMAS (1993) von einem älteren Auelehm an der Oberweser, der in einer Phase der Umlagerung und Akkumulation zwischen Spätglazial und Subboreal abgelagert wurde, allerdings tritt er nur in geringer Mächtigkeit und Verbreitung auf und hat die dynamischen Verhältnisse im Tal nicht nachhaltig beeinflusst. Der nächstjüngere Auelehm wird flächendeckend ab der Wende Bronzezeit/Eisenzeit abgelagert, v.a. aufgrund der landwirtschaftlichen Nutzung und daraus resultierender flächen- und linienhafter Bodenerosion. Als Folge der Auelehmablagerung kommt es zu einer Veränderung des Gerinnesystems. Fossile Böden sind nach THOMAS (1993) im Auelehm nicht nachweisbar. LIPPS (1988) und LIPPS & CASPERS (1990) datieren die Ablagerung des ältesten der Auelehme an der Mittelweser etwa in die gleiche Zeit. Sie gliedern die Auelehme aufgrund textureller Merkmale in drei Phasen: Nach der Ablagerung des eisenzeitlichen Auelehms, der aufgrund der Bewaldung der Aue tonig ausgebildet ist, folgten eine weitere Phase der Auelehmbildung im Mittelalter, der jüngste Auelehm stammt aus der Neuzeit. Ältere Untersuchungen im Saale-Elbe-Gebiet gehen von einer Zweiphasigkeit der Auelehmablagerung aus, die durch eine spätneolithisch-früheisenzeitliche Stabilitätsphase mit Bodenbildung unterbrochen wurde (HÄNDEL 1967). Als Steuerungsfaktoren werden für die Bildung des älteren, altantischen Auelehms eustatische Meeresspiegelschwankungen und das feuchte altantische Klima, für den jüngeren das feuchte Klima des Subatlantikums in Verbindung mit menschlichen Faktoren genannt. LITT (1986) stellt im Tal der Weißen Elster die Ablagerungen von vier Auelehmen fest: an einem zu keiner Zeit erodierten vollständigen Profil in der Aue der Weißen Elster weist er 3 Bodenbildungsphasen im Auelehm nach: um 5680+-60 BP, um 5100+-60 BP sowie zwischen 3340+/-60 und 2940+/-80 BP. Eine spätneolithisch-früheisenzeitliche Stabilitätsphase lehnt er in der von seinen Vorgängern interpretierten Form ab. LITT (1986) geht von einem anthropogenen Impuls auf die Auelehmbildung aus, den er auf das mittlere Atlantikum datiert. Das zeitliche Einsetzen der Auelehmbildung sowie weitere Aktivitäts- und Stabilitätsphasen in eng benachbarten Einzugsgebieten (Weiße Elster und Mulde) korreliert gut mit dem
22 jeweiligen Besiedlungsgang und spricht so gegen eine klimatische Steuerung des Sedimentationsgeschehens. Zudem gab es nach FRENZEL (1980) während des Holozäns keine so weitreichenden Klimaveränderungen, die zu einer Vegetationszerstörung und damit zu Erosion geführt hätten. HILLER et al. (1991) fassen die Steuerungsmechanismen der Auelehmbildung dahingehend zusammen, dass die Temperaturschwankungen bzw. Niederschlagsveränderungen der Nacheiszeit zwar modifizierend wirken, jedoch nicht hauptsächliche Faktoren sind. Als möglichen Erklärungsansatz (neben den Einflüssen des Besiedlungs- und Klimaganges) für die Phasenhaftigkeit der Auelehmbildung gibt LITT (1986) an, dass der ursprüngliche Gleichgewichtszustand zwischen Abfluss- und Sedimentationsverhältnissen durch einen „Initialeffekt“ gestört werde, der durch anthropogenen Einfluss auf das Fließregime (Rodung, Ackerbau) ausgelöst wird. Dadurch käme es durch verstärkte Bodenerosion zunächst zu verstärkter Auelehmbildung; Da die anthropogene Einflussnahme jedoch nicht linear wachsen muss, sondern auf einem bestimmten Stand verharren kann, hält er es für denkbar, dass sich das Flussregime trotz einer andauernden Besiedlung nach einem Initialeffekt wieder mehr oder weniger in einem Gleichgewichtszustand einpegelt und erst durch einen erneuten Initialeffekt neu angestoßen wird. Ein Einfluss des eustatischen Meeresspiegelanstiegs auf die Auelehmbildung wurde zunächst für nordwest- sächsische Flüsse angenommen (HÄNDEL 1967), später aufgrund der küstenfernen Lage für Mittelgebirgsflüsse ausgeschlossen (EISSMANN 1975). Für die Elbe bei Hamburg ist der Einfluss des Meeresspiegels auf die Sedimentation jedoch nachgewiesen (HINTZE 1986) und auch an der Weser führt der Tiderückstau zu geringeren Fließgeschwindigkeiten und zur Modifikation der Ablagerungsbedingungen (LIPPS 1988). FUHRMANN (1999) dagegen sieht einen rein klimatischen Steuerungsmechanismus für die Auelehm- bildung im Saale-Elbe-Raum und verweist auf die seiner Ansicht nach auffallende Asynchronität von Sedimentationsphasen und intensiven Siedlungsperioden: Nach seiner Auffassung findet eine Ablagerung von Auelehmen nur in kontinentaleren Klimaphasen statt, während es unter zunehmend ozeanischen Bedingungen zu Bodenbildungen kommt. Diese Auffassung wird von TINAPP (2002) widerlegt, da FUHRMANN (1999) von veralteten archäologischen Daten ausgehe. Nach den Untersuchungen von TINAPP (2002) beginnt im Tal der Weißen Elster die erste von drei holozänen Aktivitätsphasen mit der Bildung von Kolluvien und Auenlehmen im Frühneolithikum, nachdem zuvor präboreale bis atlantische Mudden und Torfe von einer Stabilitätsphase mit hohem Grundwasserstand zeugen, während der nur untergeordnet jungweichselzeitliche bis mittelholozäne Hochflutlehme gebildet wurden. Diese Aktivitäts- phase wurde früh- bis mittelbronzezeitlich durch eine Stabilitätsphase unterbrochen, die auf einen Besiedlungsrückgang zurückzuführen ist und durch eine erneute Aktivitätsphase beendet wird: Von der Jungbronzezeit bis in die römische Kaiserzeit kam es anthropogen verursacht wiederum zur Bildung von Kolluvien und Auelehmen. Nach einer völkerwanderungszeitlichen Stabilitätsphase wird seit der Slawen- zeit, seit etwa 800 AD, das System wieder durch Aktivität geprägt (TINAPP 2002). Eine rein klimatische Auffassung über Ursachen der Bodenerosion und Bildung korrelater Sedimente während des Holozäns vertritt BORK (BORK & BORK 1987, BORK 1989, BORK et al. 1998) aufgrund von Untersuchungen an Sedimentkörpern in Niedersachsen und NE-Deutschland sowie der Auswertung weiterer Literatur: Für das Altholozän interpretiert auch er eine Stabilitätsphase (s. o.). Bis in das Mittelalter (während des Neolithikums, von der frühen Bronzezeit in die Römerzeit und seit dem frühen Mittelalter) käme es nur untergeordnet zu flächenhafter Erosion auf landwirtschaftlich genutzten Flächen und damit zur Bildung von kleinräumigen Kolluvien (es herrsche also Aktivität mit begrenzter Wirkung). Zwischen dem 3. und 6. Jahrhundert - völkerwanderungszeitlich - schließt er aus dem Nichtvorhandensein von Kolluvien auf vollständiges Ausbleiben von Erosionsprozessen, unterstützt durch die in Pollenprofilen nachgewiesene starke Waldregeneration, die in Mitteleuropa zum letzten Mal zu einer weitestgehend naturnahen Landschaft mit stark vermehrtem Waldbestand führte. Erst durch die Rodung und landwirt- schaftliche Nutzung weiter Flächen zwischen dem 7. und 14. Jh. nahm die Erosionsrate nach BORKs Auffassung stark zu, eine erosive Bildung von Gullies habe bis zu diesem Zeitpunkt jedoch nicht stattgefunden. Erst für das 14. und 18. Jahrhundert beobachten BORK & BORK (1987) und BORK (1989)
23 zwei hygrisch bedingte Phasen holozänen Kerbenreißens, die sie aufgrund historischer Quellenstudien auf die Dekaden 1310-1350 (v.a. im Jahr 1342) und die zweite Hälfte des 18. Jahrhunderts eingrenzen können und als deren Ursachen sie extreme Niederschlagsereignisse sehen. V. a. in der ersten Hälfte des 14. Jahrhunderts sei die agrarische Landnutzung vielerorts durch starke flächenhafte Bodenerosion mit der Folge der oft vollständigen Abtragung der geringmächtigen Böden beendet worden. Die Nutzungsaufgabe und Wiederbewaldung von Flächen an den Hängen habe zu einer Stabilisierung des Systems geführt und die Akkumulation von Kolluvien und Auensedimenten beendet, so dass es bis heute zu erneuter Bodenbildung unter bewirtschaftetem Wald oder Forst komme (BORK et al. 1998). Die bilanzierte mittelalterlich-neuzeitliche Bodenerosion für beackerte Hänge des Untereichfelds und des südwestlichen Harzvorlandes ist in Tabelle 2.3 zusammengefasst. Tab. 2.3: Bilanzierte mittelalterlich-neuzeitliche BARSCH et al. (1993), die im Tal der Elsenz eine exponentielle Zunahme der Sedimentations- Bodenerosion auf den beackerten geschwindigkeit um etwa 3000 v. Chr. ansetzen, Hanglagen des Untereichsfeldes beschreiben, dass zwischen klimatischen und anthro- und des südwestlichen Harzvor- pogenen Faktoren ein Zusammenhang bestehe: in dem landes (BORK et al. 1998, S. 193) Moment, in dem der Mensch durch ein sich ver- schlechterndes Klima (insbesondere durch kühlere Sommer) schlechtere Ernten einbringe, sei er geneigt, zu seiner Versorgung größere Ackerflächen anzulegen. In diesem Fall muss er die selbe Arbeitskraft, die er früher für kleinere Flächen eingesetzt hat, auf größere ausdehnen, d. h. die Intensität der Bearbeitung nimmt ab. Verstärkte Niederschläge und eine Vergrößerung der Felder wirken also gleichgerichtet in Richtung auf eine Zunahme der Bodenerosion und damit auf eine Zunahme der Akkumulation in den Talauen. Die Vergrößerung der Felder als Folge einer verschlechterten Bodenqualität (Abräumung des A-Horizontes) ist dann ein zusätzlicher Faktor für die Verstärkung der Bodenerosion. Nur wenn als Konsequenz der anthropogenen Eingriffe die Voraussetzungen gegeben sind, beeinflussen die holozänen klimatischen Einflüsse als morphogenetische Parameter den Landschaftswandel nachdrücklich. (BARSCH et al. 1993).
Schwemmfächer
Obwohl kleinräumige Untersuchungen zur Erfassung morphodynamischer Prozessphasen dringend empfohlen werden (WILDHAGEN & MEYER 1972, ANDRES 1998, BUBENZER 1999), werden sie in den wenigsten Untersuchungen berücksichtigt. Einige Untersuchungen berücksichtigen die Sedimente, die von Nebenbächen in Form von Schwemmfächern in die Täler geschüttet wurden und sich z.T. mit den Auesedimenten verzahnen. THOMAS (1993) berichtet an der Oberweser von Schwemmfächersedimenten, die älter sind als die spätestens mit dem älteren Subboreal einsetzende Auelehmakkumulation. Er berichtet von zwei Schwemm- fächergenerationen, stellt die erste ins letzte Hochglazial bis Spätglazial, möglicherweise aber auch ins Frühholozän, die zweite Generation ist eindeutig im Holozän entstanden. Eine Interpretation differenzier- ter Schüttungsphasen erfolgt jedoch nicht. ROTHER (1989) berichtet aus dem Ilmetal in Südniedersachsen von neolithischen (linienbandkeramischen) Schwemmfächern und Kolluvien, deren Bildung bis ins Frühmittelalter andauert und erst seit etwa 750 n. Chr. mit der Bildung der ältere Auenlehme abgeschlossen wurde. Ihre Bildung ist auf Rodung zurückzu- führen. Zwischen dem älteren und dem jüngeren Auelehm folgt eine zweite Phase der Schwemmfächer- bildung, die der hochmittelalterlichen Rodung zuzurechnen ist, möglicherweise aber auch auf die von BORK & BORK (1987) und BORK (1989) berichteten Niederschlagsereignisse zurückzuführen ist.
24 WILDHAGEN & MEYER (1972) sowie PRETZSCH (1994) berichten von Untersuchungen an Nebenflussschwemmfächern der Leine. WILDHAGEN & MEYER (1972) berichten wie ROTHER (1989) von zwei Phasen der Bildung von „Bachschwemmzungen“. Die älteren Schwemmfächer wurden - analog der Ergebnisse von ROTHER (1989) - bereits vor der Bildung des älteren Auelehms abgelagert. Zeitlich stellen WILDHAGEN & MEYER (1972) den Beginn der Ablagerungen jedoch in die ältere vorrömische Eisenzeit (600 v. Chr.) mit Maxima in der jüngeren vorrömischen Eisenzeit und um Christi Geburt. Die Entstehung ist auf anthropogen ausgelöste Bodenerosion zurückzuführen, die mit einer sich sprunghaft ausbreitenden Besiedlung in Zusammenhang steht. Um 600 n. Chr. wird die Schwemmfächersedimentation durch die Bildung des älteren Auelehms abgelöst und setzt erst ab etwa 950 wieder ein, was ebenfalls auf siedlungsgeschichtliche Ursachen zurückgeführt wird. Sie entstehen aufgrund linearer Tiefenerosion im Einzugsgebiet infolge lokalen Wechsels diskontinuierlich-katastrophenhafter Erosion und Akkumulation. Ihre Bildung ist vor der Ablagerung der jüngeren Auelehms um 1450 abgeschlossen. PRETZSCH (1994) zeichnet ein differenzierteres Bild der Ablagerung dieser Nebenflussschwemmfächer, die sich sowohl mit den Auelehmen verzahnen als auch einzelne Auelehmkörper voneinander trennen: Den Beginn der ältesten Schwemmfächersedimentation (VI) stellt er wie ROTHER (1989) ins Neolithikum, sieht aber das Ende bereits an der Wende Neolithikum/Bronzezeit. Nach der folgenden Ablagerung des ältesten Auelehms kommt es noch während der Bronzezeit zur Bildung weiterer Schwemmfächer (V), deren Bildungsmaximum in der Eisenzeit liegt. Der alte Auelehm verzahnt sich mit weiteren Schwemmfächer- sedimenten (IV), die vermutlich während der Rodungsphase des frühen Mittelalters entstanden. Die nächstjüngeren Schwemmfächer (III und II) wurden zwischen dem 11. - 16. Und 16. - 19. Jahrhundert gebildet und sind eventuell auf die von BORK (1989, BORK & BORK 1987) berichteten Stark- niederschlagsereignisse während der Zeit von 1340 - 1350 bzw. 1750 - 1800 zurückzuführen. Die jüngsten Schwemmfächer (I) verzahnen sich mit dem jüngsten Auelehm und wurden seit dem 19. Jahrhundert gebildet.
Erosionsformen
Untersuchungen zur holozänen Morphodynamik in kleinen Einzugsgebieten werden nicht nur an den der Bodenerosion korrelaten Akkumulationskörpern, sondern auch an Erosionsformen, v.a. Runsen, durchgeführt, die meist jungholozäne Formen darstellen. Ihr morphologisches Erscheinungsbild weist auf kurzzeitige katastrophale Ereignisse hin, teilweise finden sich jedoch auch Anzeichen für eine schwächere episodische Weiterbildung. Dominante Faktoren für die Auslösung der morphodynamischen Prozesse, die zu ihrer Bildung führen, sind die Form der historischen Landnutzung und die spezifische Geofaktorenkonstellation, wenn auch ein Zusammenhang mit bestimmten katastrophalen Witterungs- ereignissen nicht ausgeschlossen werden kann (BAUER 1993). HABBE & REGER (1985) berichten aus Seitentälern der Pegnitz von einer zweiphasigen Einschneidung, die um 1000 n. Chr. durch eine auf die hochmittelalterliche Rodungsperiode zurückzuführende Verschüttungs- phase geteilt wurde: Die erste Phase ist auf periglaziale Prozesse zurückzuführen, die jüngere Phase wurde durch eine Tieferlegung der Aue und nachfolgende Einschneidung hervorgerufen. Zeitliches Einsetzen und Ursachen bleiben unklar, allerdings ist eine Einschneidung bis in die allerjüngste Zeit zu beobachten. Taunus und Odenwald wurden hinsichtlich dieser Fragestellung intensiv untersucht: BAUER (1993) kann zwei Phasen gesteigerter morphodynamischer Aktivität ausgliedern: die hochmittelalterliche Rodungs- periode mit einmaliger Ausdehnung der Agrarflächen während des klimatischen Optimums mit der Folge starker linearer und flächenhafter Bodenerosion (katastrophale Witterungsereignisse im Jahre 1342 können hier nicht abgestritten werden) sowie die zweite Hälfte des 18. Jhs. infolge Übernutzung der Taunuswälder mit der Folge noch stärker linearer Erosion als während der ersten Phase. Zeitlich entsprechen die Untersuchungsergebnisse den von BORK (1989, BORK & BORK 1987) in Niedersachsen gemachten, allerdings fehlt eine den beiden Phasen zwischengeschaltete Kolluvienbildung in den Runsen: es kommt während der zweiten Phase direkt zu einer Weiterentwicklung und Tieferlegung der Runsen (BAUER 1993).
25 HARD (1970) berichtet von Gullyerosion um 1800. Auch er billigt dem klimatischen Faktor nur einen verstärkenden Einfluss zu, sieht aber v.a. Veränderungen in der Agrarstruktur (permanente Ackernutzung der Felder infolge der Neueinführung der Dreifelderwirtschaft mit Schwarzbrache, veränderte landwirt- schaftliche Techniken und rodungsauslösender Bevölkerungsdruck) als wesentliche Faktoren. Zu entspre- chenden Ergebnissen kommen SPERLING (1962), RICHTER & SPERLING (1967) und RICHTER (1976): Die Hauptursache der Erosion seien Veränderungen in der Agrarstruktur, deren Ursache in Be- und Entvölkerung zu suchen sind. Als wahrscheinlichste Bildungszeit der Runsen und Kerbtäler sehen sie die Jahrzehnte nach dem Pestjahr 1635, als es zu linearer Erosion in den aufgelassenen Gemarkungen kommt, sowie das 17./18. Jh. infolge wechselwirtschaftlicher Nutzung. Dabei erklären auch sie, dass extreme Witterungsperioden die Erosionsprozesse lediglich auslösen, nicht aber verursachen. SEMMEL (1995b) untersuchte Gullies/Runsen unter Wald im Taunus, die dadurch entstanden, „that the surface runoff over the fields was concentrated, when it entered the forested area and then led to the incision of the gullies“ (S. 118). Der Vergleich historischer Karten zeigt, dass die Gullies um das Jahr 1600 die Feld- /Waldgrenze nachzeichnen, wobei sich die Gullies oberhalb dieser Grenze in den Feldern verzweigen. Sie entstanden meist einphasig, entwickelten sich nach dem 16. Jahrhundert in Abhängigkeit von der Landnutzung weiter. Im Odenwald berichtet er von Gullyerosion, die vor mehr als 2500 Jahren, möglicherweise bereits neolithisch, einsetzte, während die Gullies bronzezeitlich wieder mit Kolluvien verfüllt wurden; im 17. Jh. fand eine erneute Einschneidung statt. Dort zeigen sich, im Gegensatz zum Taunus, entlang des gesamten Gullysystems Tributäre, die eine landwirtschaftliche Nutzung des gesamten Gebietes anzeigen. SEMMEL (1995b) lehnt eine Entstehung der Gullies als Konsequenz der von BORK (1989, BORK & BORK 1987) angegebenen Erosionsphasen während des 14. und 18. Jhs. aufgrund eigener Untersuchungen ab. Eine tabellarische Übersicht über die in Mitteleuropa holozänstratigraphisch bearbeiteten Flusseinzugsgebiete gibt Tabelle 2.4, über eine Auswahl außerhalb Mitteleuropas bearbeiteter Regionen zur holozänen fluvialen Morphodynamik Tabelle 2.5. NILLER (1998) fasst tabellarisch eine Übersicht über veröffentlichte Untersuchungen zur fluvialen Morphodynamik zusammen. Über die Bildung von Schwemmfächern liegen zudem zahlreiche Arbeiten aus unterschiedlichen Klima- zonen und geomorphologischen Einheiten vor, deren äußere Rahmenbedingungen sich von den im Arbeitsgebiet vorherrschenden aber so deutlich unterscheiden, so dass sie nicht in die vorliegende Arbeit aufgenommen wurden.
2.1.2 Forschungsstand im Untersuchungsgebiet
Während über die pleistozäne Entwicklung von Mosel, Saar sowie ihrer Tributäre eine Vielzahl von Publikationen vorliegen (intensiv bearbeitet wurden pleistozäne Terrassengliederungen, Mäanderdurch- brüche und Flussanzapfungen (KREMER 1954, NEGENDANK 1978, MÜLLER et al. 1983, MÜLLER 1984b, 1976)), liegen vergleichsweise wenige Arbeiten zur holozänen Landschaftsgeschichte aus dem Dreiländereck Deutschland (ZANDSTRA 1954, MÜLLER & STRASSER 1984, STRASSER 1985, WEIDENFELLER 1990, KÜHN 1996, LÖHR 2000, LÖHR & NORTMANN 2000), Luxemburg (HEUERTZ 1969, KWAAD 1977, KWAAD & MÜCHER 1977, 1979) und Frankreich (KUZUCUOGLU et al. 1992) vor. Aktuelle Untersuchungen zur Bodenerosion bzw. Sedimentation/Akkumulation von Material liegen für die Region Trier auf unterschiedlichen stratigraphischen Einheiten: Im Devon: IMESON (1977), RICHTER & NEGENDANK (1977), KUMMERER (1978); Keuper: IMESON & JUNGERIUS (1977), IMESON & VIS (1984), Lias: JUNGERIUS & ZON (1982). Im Untersuchungsgebiet ging der Laacher-See-Tuff als geschlossene Sedimentschicht nieder (BOGAARD & SCHMINCKE 1985, LÖHR & NEYSES 1997), der makroskopisch als zeitlicher Marker herangezogen werden kann. Desweiteren gehört der Raum noch gerade zum südlichen Rand des nördlichen Faziesbereichs, in dem sich die jüngere Dryaszeit als deutlicher Kälterückschlag auswirkte (faunistisch mit Ren, Schneehuhn und Lemming), während sie in Süddeutschland weder botanisch noch faunistisch noch kulturhistorisch als
26 Tab. 2.4: Holozänstratigraphisch bearbeitete Flußgebiete in Mitteleuropa
Kälterückschlag deutlich vom Alleröd getrennt werden kann (BAALES 1996). MÜLLER et al. (1983) berichten mit einem Schwerpunkt auf der weichselzeitlichen Entwicklung des Saartals über ein Profil, das während des Saarausbaus aufgeschlossen war. Bezüglich der holozänen Entwicklung stellen sie eine andauernde relative Stabilität fest, in der Talmitte wurden Auelehme und Torf abgelagert. Letzterer hat an einer Stelle ein 14C-Alter von 2800 +/- 200 mit einem Pollenspektrum, das aufgrund von Spuren von Getreidepollen und Merkmalen lichter Bewaldung auf starke Nutzung durch den Menschen deutet. Über einem spätglazialen Boden, den sie ins Alleröd datieren, ist nur noch der rezente Boden entwickelt. FISCHER (1965, in WEIDENFELLER 1990) berichtet über eisenzeitliche Funde an
27 Tab.2. 5: Auswahl holozänstratigraphisch bearbeiteter Regionen in der Peripherie Mitteleu- ropas
der Basis des Auelehms der Mosel, und über römerzeitliche Artefakte im Schotterkörper, die für fluviale Umlagerungen in historischer Zeit sprechen. Er gliedert die Talaue in zwei Niveaus, 4-5 und 2-3 m über dem Mittelwasserspiegel. MÜLLER (1984b) berichtet im Saartal von Fundamenten einer römischen Villa, die von ein bis zwei Metern mächtigen Flusssanden bedeckt sind und differenziert kohlestaubführende Sande, die erst seit ca. 1750 von der Saar abgelagert sein können. An der Ruwer, einem rechten Tributär der Mosel, berichtet RICHTER (1976) vom Schutt römerzeitlicher Bauten unter einer 1-1,5 m mächtigen Auelehmdecke. ZANDSTRA (1954) findet bei seinen Untersuchungen an der Saar über den erodierten Kiesen der unteren Niederterrasse jungspätglaziale und präboreale Torfe sowie in Rinnenfüllungen Schlick, der pollen- analytisch ins Atlantikum datiert. Er schließt daraus auf eine seit der Wende Spätglazial/Präboreal bis ins Atlantikum anhaltende Erosionsphase, geht jedoch davon aus, dass sich bis ins Subboreal in verlandenden Rinnen Torfe gebildet haben können. Die Entstehung der Hauptmasse des auf der welligen Kiesschicht liegenden Auelehms stellt er in die “große Rodungsperiode” (S. 281). Zwar berichtet er von Einzelfunden römischer Münzen, gallo-römischer Scherben und einer neolithischen Steinaxt unter bzw. im Auelehm, betrachtet diese jedoch nicht als in situ liegend, sondern als umgelagert. Auch er gliedert die Auelehmdecke nicht weiter, und stellt eine bis heute anhaltende erosionsbedingte Sedimentation fest. Ein detaillierteres Bild der holozänen Morphodynamik liefert WEIDENFELLER (1990) aus dem Moseltal (Trierer Talweite, Talweite von Nennig): Hier gliedert er aufgrund sedimentologischer, bodenkundlicher und archäologischer Untersuchungsergebnisse drei holozäne Akkumulationsphasen aus: Für das jüngere Spätglazial/Frühholozän lässt sich wie in anderen mitteleuropäischen Arbeitsgebieten die Bildung einer Auenschwarzerde nachweisen, die in der Trierer Talweite allerdings nur noch in prähisto- rischen Siedlungsgruben erhalten ist. Bis ins frühe Subatlantikum herrscht Tiefenerosion vor, wobei sich durch Mäanderverlagerung auf den Gleithangsedimenten eine Auenbodenchronosequenz entwickeln kann. Eine erste Umlagerungsphase mit dem Umbruch von Tiefenerosion zu Akkumulation weist er für die Römerzeit nach. Im Mittelalter kommt es zur Ablagerung von Auensanden und seit etwa 200 Jahren, in der dritten Phase, werden schließlich bergeschlammhaltige Auensedimente sedimentiert. Obwohl die an der Mosel beobachteten Umlagerungsphasen nur teilweise mit den von SCHIRMER (1981, 1991) am Main beobachteten Auenterrassen übereinstimmen (die römische Umlagerungsphase entspricht der Zettlitzer Terrasse, die mittelalterliche der Unterbrunner Terrasse und die neuzeitliche der Vierether Terrasse), wird eine klimatische Steuerung des fluvialen Geschehens nicht ausgeschlossen. Ob der Mensch an der Mosel die Umlagerungen seit der Römerzeit ausgelöst oder nur modifiziert hat, bleibt unbewiesen, jedoch werden anthropogene Einflüsse nicht bestritten. “Die fluviale Morphodynamik wird primär durch die Hebung des Rheinischen Schildes und durch regionale tektonische Bewegungen beeinflusst.” (WEIDENFELLER 1990, S.229). Von archäologischer Seite liefert LÖHR (2000) ein weitaus differenzierteres Bild der holozänen Morphodynamik in der Trierer Talweite und ihrer Umgebung: Auch er berichtet von frühholozänen
28 Mudden und Torfen über Laacher See Tuff und früholozänen Feuchtschwarzerden, die in Dellenfüllungen auf kalkig-lehmigem Substrat ausgebildet (LÖHR 1981, LÖHR & NEYSES 1997) und teilweise lateral mit Basistorfen und borealen bzw. atlantischen Kalktuffen verzahnt sind (LÖHR 1984b, MEYRICK 1998). Auf Würmlößflächen und ähnlich ausgebildeten Hochflutlehmen der Mosel-Niederterrasse kam es im frühen Holozän zur Bildung einer Schwarzerde, die nur noch als Bodensediment in frühneolithischen, bandkeramischen Grubenfüllungen erfassbar ist (FECHNER & LANGOHR 1993, SCHMIDGEN- HAGER 1993). Auf dieser frühholozänen Schwarzerde oder auf dem mehr oder weniger erodierten Holozänboden lagern ältere, frühbronzezeitliche oder neolithische Kolluvien (LÖHR 1981, 1986b, 2000, LÖHR & NORTMANN 2000). Indizien für eine überregionale Trockenphase während der Spätbronzezeit, teilweise auch noch der frühen Eisenzeit sind fundführende Humushorizonte (als Dellenfüllungen) auf unterschiedlichen Substraten der Region (LÖHR 2000) und die Tieflage spätbronzezeitlicher Siedlungsfunde am Trierer Moselufer (CLEMENS & LÖHR 2001). Eisenzeitlich lassen sich einzelne Kolluvien nachweisen (LÖHR 2000). Für die Römerzeit weist LÖHR (2000, 2001b) im Faziesbereich kleiner Bachtäler eine markante Bachaktivierung nach, die zu einer erheblichen Ausräumung älterer Sedimente führte, so dass Rinnen- füllungen mit römischen Kulturgeröllen über einem basalen Hiatus einsetzen, oft über pleistozänen Ablagerungen. Das Einsetzen dieser Bachaktivierung seit der zweiten Hälfte des 1. nachchristlichen Jahrhunderts korrespondiert mit einer Phase des römischen Landesausbaues und der Etablierung der Villenkultur. Ein möglicher Effekt des leichten Temperaturanstiegs zu dieser Zeit, der Gunstphase des “Römerzeitlichen Optimums” wurde demnach durch anthropogen ausgelöste Erosionseffekte überlagert. Zahlreiche Analogien zu dieser Aktivitätsphase beschränken sich auf den Nordwesten des römischen Reiches, so dass hier der Faktor Mensch in einem historisch definierten Raum als Auslöser klar hervortritt. Spätrömisch bis karolingisch herrschte eine Stabilitätsphase mit Bodenbildung, danach kommt es verstärkt zur Bildung von Schwemmfächern (LÖHR 2000) und es setzte ein allgemeiner Trend zu grobkörnigeren Sedimenten und stark ausgeprägten Erosionsmerkmalen ein, was auf die Bewirtschaftung selbst der steileren Hänge weist (LÖHR & NORTMANN 2000). LÖHR & NORTMANN (2000) berichten von mittelalterlichen Bettverlagerungen der Mosel oberhalb der Saarmündung, die wie die gleichzeitigen Ablagerungen des Eifelflusses Kyll Metallschlacken führen, deren Entstehung auf die Blüte der Montan- industrie im 17. und 18. Jahrhundert, deren Einlagerung in Sedimentkörper auf die Kleine Eiszeit zurückzuführen sein mögen (LÖHR 2001a). Weitere Hinweise auf Hochwasser und ähnliche Schadensereignisse liefern historische Quellen, wie Hochwassermarken, über die STEINERT & STINNER (1994) und BOHR & STRAUB (1996) von der Mittelmosel berichten sowie die Datierung von Auenhölzern (LÖHR & NEYSES 2002). Beispiele für ausgeprägte Erosionsmerkmale wie Gullies, die nach JOYCE (1984, in WEIDENFELL- ER) im Moseltal bereits im Subboreal Material auf die höhere Niederterrassenfläche schütten, weisen ZANDSTRA (1954) sowie MÜLLER & STRASSER (1984) nach: Die in ZANDSTRAs (1954) Arbeitsgebiet, dem Saartal, beobachteten Schuttkegel, die jeweils mit Gullies im Einzugsgebiet in Verbindung stehen, sind mit den oberen Bereichen des von ihm beschriebenen Auelehms verzahnt und deshalb “erst in jüngerer Zeit” (S. 278) entstanden. Als Beispiel zitiert er eine historische Quelle, die einen Erosionsnachweis mit Schluchtenreißen auf entblößten Hängen für das Jahr 1770 bezeugt. Dieses Ereignis ist darauf zurückzuführen, dass die nach den Krisen des 17. Jh. wieder stark angewachsene Bevölkerung mit ihrer extensiven Landwirtschaft gezwungen war, auch die steilen Buntsandsteinhänge zu roden und zu bebauen. Ein vergleichbares Beispiel von Gullies und Schwemmfächern liefern MÜLLER & STRASSER (1984) aus dem unteren Saartal, in jüngster Zeit durch LÖHR & NORTMANN (2000) bestätigt: Auch hier ist die Buntsandsteinstufe durch kleine Kerbtäler, Gullies, Dellen und Anrisse gegliedert, unterhalb derer sich im Hangfußbereich und in den Tälern die entsprechenden Akkumulationsformen finden. Auch hier wird die Entstehung der Schwemmfächer mit Rodungsmaßnahmen und ackerbaulicher Nutzung der älteren höher gelegenen Schwemmfächer und des Stufenhanges in historische Zeit in Verbindung gebracht. Sie können die Entstehung dieser Formen durch historische Quellenstudien auf die Zeit vor 1588 (der ersten
29 Erwähnung) zurückverfolgen und vermuten, dass die Gullies im 16. Jahrhundert zunächst aus Holzschleifen hervorgegangen sind, wobei in der Folgezeit der Hang aufgrund des Bevölkerungswachstums immer mehr ackerbaulich genutzt wurde und dieser Nutzungswechsel zu erhöhtem Abfluss und Abtrag in den Gullies geführt hat. Unterbrochen wurde die Gullyentwicklung im 19. Jahrhundert durch preußische Aufforstungs- maßnahmen. Zudem merken MÜLLER & STRASSER (1984) an, dass die Gullybildung auch durch die Anlage von Wölbäckern begünstigt wurde (wie bereits von HARD 1970 beschrieben). Aufgrund der an einem Schwemmfächer im unteren Saartal (Fuchsgraben) gemachten Untersuchungen vermutet STRASSER (1985) insgesamt 3 Phasen intensiver Reliefgestaltung: Zunächst eine spätglazial-frühholozäne, während der es aufgrund der noch nicht abgeschlossenen Wiederbewaldung zur Bildung von Erosions- und Akkumulationsformen gekommen sei. Bis zur Römerzeit vermutet er eine Stabilitätsphase, die römer- zeitlich aufgrund des Landesausbaus durch eine Aktivitätsphase abgelöst worden sein muss, obwohl er wenig konkrete Hinweis auf die Reliefgestaltung zu dieser Zeit findet. Nach einer erneuten Stabilitätsphase, die mit dem Niedergang der Römerherrschaft beginnt, werden durch die mit einer Siedlungsverdichtung parallel verlaufende hochmittelalterliche Rodungsperiode eine große Anzahl Gullies auf dem Stufenhang ausgebildet. Diese Phase beschleunigter Erosion dauert bis zum 19. Jh. an und wird z. B. am Rosenberg im nördlichen Saargau durch poströmische Ackerterrassen und Pflugschrammen im historischen Waldge- biet nachgewiesen (HEISTERMANN et al. 2000). PREDIGER (1992) stellt für das Saarland verallgemei- nernd eine Grabenreißen in der Zeit zwischen 1760 und 1850 fest, das LÖHR & NORTMANN (2000) für das untere Saartal nicht bestätigen können. Über rezente natürliche und quasinatürliche Prozesse, darunter von einem aktuellen Fall von Gullyerosion unter Wald infolge von Baumaßnahmen auf dem Warsberg bei Saarburg, sowie von Fällen der Rillen- und Rinnenerosion in Weinbergen und von Rutschungen sowie gravitativen Vorgängen berichtet MÜLLER (1984a). KÜHN (1996) untersucht einen Schwemmfächer bei Remerschen in Luxemburg an der Obermosel, der auf die Mosel-Niederterrasse geschüttet wurde, auf deren Hochflutsedimenten sich ein Gley-Pseudogley ausgebildet hat, der teilweise erodiert ist. V. a. aufgrund pedologischer Untersuchungen kann er, obwohl absolute Datierungen fehlen, im Hangenden einen vermutlich römerzeitlichen fAh-Horizont ausgliedern, über dem Auelehme und Kolluvien abgelagert wurden, worin sich eine schwach entwickelte Braunerde (nicht datiert) bildete, die unter der rezenten Auenbraunerde liegt. BONNEFONT & CARCAUD (1997) untersuchen die Morphodynamik der französischen Mosel zwischen dem 16. und 19. Jh.. Sie berichten von ruhigen Bedingungen während des Mittelalters, die auf die Bewaldung der Vogesen bis ins 13. Jh. zurückzuführen seien. Mit der Rodung der Vogesen und der gleichzeitigen Kleinen Eiszeit kam es durch die Kumulation klimatischer und anthropogener Einflüsse besonders am Ende des 15./16. Jh. sowie zu Beginn und am Ende des 18. Jh. zu einer Intensivierung des fluvialen Geschehens, das im Anschluss bis zum 19. Jahrhundert nur durch lokale Erscheinungen beeinflusst wird. Untersuchungen aus dem nördlichen Luxemburg berichten übereinstimmend von beschleunigter Bodenerosion und Kolluvienbildung um und nach etwa 1450/1460 (KWAAD 1977, RIEZEBOS & SLOTBOOM 1978, KWAAD & MÜCHER 1979). KWAAD & MÜCHER (1977) gehen vom Beginn der Kolluvienbildung etwas vor 1400 AD aus, die durch Zunahme der landwirtschaftlichen Flächen um diese Zeit ausgelöst wurde. Die Kolluvien lagern über einer Stabilität anzeigenden Bodenbildung aus dem Atlantikum/Subboreal. Die Aktivitätsphase mit Kolluvienbildung hielt bis etwa 1800 an, seither herrscht Stabilität (KWAAD & MÜCHER 1977). KWAAD & MÜCHER (1977) zitieren VERHOEF (1966), der drei Phasen beschleunigter Bodenerosion, hervorgerufen durch neolihische, römische, mittelalterliche Rodungen und Rodungen im 19. Jahrhundert, nachweist. RIEZEBOS & SLOTBOOM (1974) berichten vom Dirbaach bei Wiltz über zweigeteilte Alluvionen unterschiedlicher Textur, deren Fazieswechsel sie auf 800 AD datieren. KUZUCUOGLU et al. (1992) berichten von Kolluvien in Nordfrankreich. Sie gehen von einer phasenhaften Ablagerung der Kolluvien aus, können dies jedoch nicht mit archäologischen Funden beweisen. Als mögliche Zeiten verstärkter Erosion geben sie Zeiten mit gesteigertem Druck auf die landwirtschaftlichen Flächen
30 an: Neolithikum (Rodungen), Gallo-Römische Zeit (Feldbau), Spätmittelalter (Bevölkerungswachstum und technische Innovationen), 18. Jahrhundert (Bevölkerungsdruck) sowie das 19. Jh. (Intensivierung der Landwirtschaft). Ab der Bronzezeit gehen sie von einer Beschleunigung der Prozesse aus. Die jahreszeitlich geschichteten Sedimente des Holzmaars in der Vulkaneifel wurden intensiv nach unterschiedlichen Gesichtspunkten untersucht. ZOLITSCHKA (1990a,b) stellt an den Sedimenten des Holzmaars einen Zusammenhang zwischen Sedimentationsraten, Eutrophiegrad sowie Holzkohleführung und Klima sowie Besiedlungsgeschichte dar: ab 7100 VT (Warvenjahre vor 1950) (Bandkeramik) sind nach klimatisch bedingten Schwankungen der Sedimentationsraten erste Folgen menschlicher Rodung während der warm-feuchten Klimaphasen - die wahrscheinlich das Vordringen der neolithischen Nutzung in die höheren Regionen der Vulkaneifel begünstigten - im Sediment belegbar. Erst mit Beginn der Bronzezeit können die Folgen anthropogener Aktivität auch während kühl-feuchter Klimaphasen im Sediment nachgewiesen werden. So werden die deutlich erhöhten Sedimentationsraten seit der Jüngeren Eisenzeit (Latène) um 2300 VT auf verstärkte Bodenerosion durch intensivierte Landnutzung zurückgeführt. ZOLITSCHKA & NEGENDANK (1997) berechnen Erosionsraten für die einzelnen Kulturepochen (vgl. Tab. 2.6): Die durchschnittliche Erosionsrate zwischen Bölling und Subboreal führen sie auf natürliche Ursachen zurück: Während des späten Spätglazials und frühen Postglazials (ER=12 t km-2a-1) sind die Böden aufgrund der Klimaschwankungen noch instabil, winterlicher Bodenfrost führt zu erhöhtem Oberflächenabfluss und Kiefern-Birken-Wälder bieten nur geringen Erosionsschutz. Erst mit der Stabili- sierung der Böden infolge des Aufkommens eines Eichen-Mischwaldes wird die Erosion (ER=1 t km-2a-1) auf ein “natürliches Maß für Ökosysteme der mittleren Breiten unter interglazialen Bedingungen, wenn weder klimatische noch anthropogene Faktoren das Gleichgewicht zwischen Bio-, Pedo- und Hydrosphäre stören” verringert (S. 72). Nachdem die neolithische Besiedlung nur eine geringe Auswirkung auf die Bodenerosion hatte, setzte ab der Bronzezeit durch Verhüttung ausgelöste verstärkte Bodenerosion ein, die in der römischen Kaiserzeit um die Zeitenwende maximale Werte von bis zu 267 t km-2a-1 erreichten. Nach einem völkerwanderungszeitlichen Rückgang der Erosionsraten stiegen die Werte mit der mittelal- terlichen Rodung wieder an und erreichten um 1130 n.Chr. zu Beginn dieser Phase maximale Werte von 938 t km-2a-1 und 1796 422 t km-2a-1. Ab 1815 gingen die Werte mit den durch die Preußen durchgeführten Aufforstungsmaßnahmen auf Werte zwischen 11,5 und 17,3 t km-2a-1 zurück. Aufgrund der Dauer der Übergangszeiten zwischen Werten geringer und hoher Erosionsraten unterscheiden ZOLITSCHKA & NEGENDANK (1997) natürlich (längere Übergangsphasen) und anthropogen (kürze Übergangszeiten) ausgelöste Prozesse. HIGGIT et al. (1991) untersuchen die Seesedimente des Lac d’Annecy im östlichen Frankreich: sie finden weder für die späte Eisenzeit noch für die Römerzeit Anzeichen für intensive Landwirtschaft. Erst ab dem Frühen Mittelalter bis zum 10. Jh. kommt es zu einem zunehmenden Eintrag von Oberbodenmaterial in den See, der ab dem Hochmittelalter (1000 - 1400 AD) durch Rodungen im Einzugsgebiet beschleunigt wird. Ein zweites großes Maximum des Sedimenteintrags wird für das 18. Jh. nachgewiesen. Auch hierbei zeigt sich ein deutlicher Zusammenhang mit dem Gang der Besiedlung.
Tab.2. 6: Rekonstruierte und gemittelte Erosionsraten (ER) für 5 Phasen im Holzmaar (ZOLITSCHKA & NEGENDANK 1997, S.71)
31 Einen weiteren Aspekt der holozänen Morphodynamik stellen gravitative Massenbewegungen dar, die für die Region Trier bislang für die letzen 200 Jahre durch die Recherche der örtlichen Tageszeitung systematisch erfasst wurden (KAUSCH et al. 2002a). Über junge tektonische Vertikalbewegungen im Saar- Nahe-Hunsrück berichtet ZÖLLER (1984).
2.2 ARCHÄOLOGIE, HISTORISCHE ENTWICKLUNG UND KLIMA WÄHREND DES HOLOZÄNS IM ARBEITSGEBIET
Die Kenntnis des Siedlungsganges hängt in starkem Maße von der archäologischen Sichtbarkeit der zeitspezifischen Hinterlassenschaften ab (z. B. LÖHR et al. 2002), weswegen die Siedlungsintensität vorrömischer Zeiten im Vergleich zu römischen Steinbauphasen unterbewertet wird. Bezüglich des Klimas muss mangels regionaler ausgewerteter Daten auf den überregional bekannten Gang verwiesen werden. Zwar liegen für Mitteleuropa aus verschiedenen lokalen und regionalen Untersuchungen eine Vielzahl von Einzeldaten vor, die sich aber in ihrer Aussage teilweise deutlich widersprechen. Die höchstauf-lösende, relative Klimakurve liefert der Gehalt von 14C, das bei Temperaturschwankungen in unterschiedlichem Maß in den Ozeanen gespeichert wird (MAISE 1998). Eine besondere Rolle für die Flussentwicklung spielt vor allem das Klimaelement Niederschlag mit seinem Einfluss auf die fluvial- morphologischen Parameter Abflussmenge (m³/s), Abflusshöhe (mm) und Durchschnitts-geschwindigkeit (m/s). Angaben über bekannte Moselhochwässer in historischer Zeit sind in Tabelle 4.3 zusammengefasst. Abb. 2.1zeigt die Bevölkerungsentwicklung (speziell der Niederrheinischen Bucht) sowie die thermische Klimaentwicklung im Holozän in Mitteleuropa.
2.2.1. Archäologie und historische Entwicklung
Erste menschliche Spuren lassen sich in der Region Trier aus der Altsteinzeit (500.000 – etwa 9.640 BC, JÖRIS & WENINGER 1998) nachweisen, in der wildbeuterische Menschen als Jäger und Sammler ohne ortsfeste Dauersiedlung lebten und saisonbedingt ihre Lagerplätze verlegten, gelegentlich auch Höhlen und Felsüberhänge aufsuchten. Die für den Beginn dieser Epoche typischen aus Geröllen zugeschlagenen Steinwerkzeuge sind besonders auf den Mittel- und Hochterrassenflächen sowie Verebnungen nördlich von Trier außerhalb des Moseltals zahlreich. Ebenso verhält es sich für die Mittelsteinzeit (9.640 - 5.300), in der die Pflanzen- und Tierwelt im wesentlichen durch die heute vorkommenden Arten (mit Ausnahme der Kulturformen) gebildet waren (LÖHR 1984a, KOCH & LÖHR 2000). Als aktuellste und detaillierteste Übersicht sei auf DOSSIERS (1995) und die Arbeiten von LE BRUN-RICALENS (1994a) über das benachbarte Luxemburg verwiesen, die sich auf die Region Trier übertragen lassen. Mit dem Einsetzen der Jungsteinzeit (5300 - 2200 v. Chr.) begannen die Menschen Ackerbau und Viehzucht zu treiben. Mit der Neolithischen Revolution fand ein Wechsel von der aneignenden zur produzierenden Wirtschaftsweise statt, der mit einem Sesshaftwerden der Bevölkerung (Bandkeramiker) einherging. Die über mehrere Jahrhunderte ortsfesten Siedlungen wurden als Rodungsinseln mit z. T. weniger als 1 km Abstand voneinander bevorzugt dort errichtet, wo während der letzten Kaltzeit Löß abgelagert wurde sowie entlang der Hochufer der Mosel. Das bandkeramische Siedlungsgebiet umfasste das gesamte Moseltal bis oberhalb des heutigen Metz einschließlich seiner weiteren Seitentäler und randlich begleitenden Plateaus unterhalb 300 m ü. NN. Daran schloss sich zumindest gegen die Eifel eine saisonale extensive Nutzungszone an, die Höhen bis ca. 500 m ü. NN abdeckte. Durch Bauholzeinschlag, die Rodung von Kulturflächen und Waldweide wurden die Waldbestände in diesen Bereichen spätestens seit dem Mittelneolithikum (LÖHR 1986a,b; SCHMIDGEN-HAGER 1993; LE BRUN-RICALENS 1994) erheblich gelichtet (LÖHR 1984a,b, 1998a,b). Während sich die vorgenannten Arbeiten vornehmlich mit dem Frühneolithikum beschäftigen, sei für das Jungneolithikum in den Mittelgebirgen auf Arbeiten von LE BRUN-RICALENS (1994b) und aus botanischer Sicht auf KALIS & MEURERS-BALKE (1994b) verwiesen.
32 Der Übergang von der Jungsteinzeit zur Bronzezeit (2200 - 800 v. Chr.) war fließend (LÖHR 1981, LÖHR 1984a,b, HEINEN 1988). Die Siedlungsstellen und Gräber der späten Bronzezeit (Spät- bronzezeit, Urnenfelderzeit, 1200 - 800 v. Chr.) bilden in der Region bereits ein so dichtes Netz von Fundpunkten, dass man annehmen kann, dass zu dieser Zeit die Umwandlung der Naturlandschaft in eine durch menschliche Einwirkungen geprägte Kulturlandschaft vollzogen war. In Hunsrück und Eifel überwiegt seit der Bronzezeit Grünlandnutzung und Vieh- wirtschaft gegenüber dem Ackerbau. Funde belegen Kontakte sowohl zum nordalpinen Kreis als auch Verbindun- gen zum Niederrhein (LÖHR 1981, 1984a,b, CLEMENS & LÖHR 2001). Metallverarbeitung ist zwar nachgewie- sen, wieweit regionale Erzvorkommen ausgebeutet wurden ist jedoch offen. In den spätesten Phasen der Urnen- felderzeit, der Hallstattzeit (1200 - ca. 475), beginnt mit dem zunehmende Ge- brauch von Eisen die Eisenzeit (800 - 30 v. Chr.). Durch die Nutzung lokaler Erz- vorkommen in Eifel und Hunsrück ge- winnen diese Gebiete trotz ihrer klimati- schen Ungunst an Attraktivität. Für die Spätbronze- und Eisenzeit ist die Bele- gung der Umrahmung von kleinen Abb. 2.1: Bevölkerungs- und Klimaentwicklung in Mit- Quellmulden oder recht kleinen teleuropa (ZIMMERMANN 1996, S. 51, Verebnungen innerhalb größerer Hänge SCHÖNWIESE 1995, S. 58 (verändert)) vielfach nachgewiesen (LÖHR 1984b, NORTMANN 2001). Mit der Huns- rück-Eifel-Kultur (600 - 250 v.Chr.) zeich- net sich im Gebiet von Hunsrück, Eifel und Ardennen ein eigener regional abgegrenzter Kulturkreis als Glied der weitreichenden keltischen Zivilisation ab, aus der schließlich in der Jüngeren Latènezeit (250 - 30 v. Chr.) der in Caesars „Gallischem Krieg“ erwähnte keltische Stamm der Treverer hervorgeht (HAFFNER 1984b, METZLER 1995). Sowohl während der Hunsrück-Eifel-Kultur als auch während der jüngeren Latènezeit war das Moselgebiet recht dicht bevölkert. Auf den Plateaus wurden wahrscheinlich in der Peripherie der Siedlungsareale teilweise seit der Spätbronzezeit, vor allem aber während der älteren Latènezeit Gruppen von Hügelgräbern angelegt, während seit der Mittellatènezeit schwerer aufzufindende Brandbestattungen dominieren (NORTMANN 2002). Von einer einheimischen Führungsschicht zeugen Grabhügel mit „Fürstengräbern“, wirtschaftliche und politische Beziehungen zur italischen und etruskisch- griechischen Welt sind nachgewiesen (LÖHR 1984a,b, HEINEN 1988). Wie bei den meisten Stämmen Galliens entstanden neben offenen Siedlungen Höhenbefestigungen auf Bergkuppen (NORTMANN 2002), zu denen der Titelberg an der luxemburgisch-belgisch-französischen Grenze, der Martberg bei Pommern an der Untermosel, Kastel bei Saarburg, das Plateau Kasselt bei Wallendorf an der Sauer und der
33 sog. Hunnenring von Otzenhausen im Hunsrück gehören (HEINEN 1984, 1988, KRAUSSE 1996). Die Befestigungsanlagen wurden von KOCH & SCHINDLER (1977, 1994) zusammengestellt. Dörfer im heutigen Sinne sind hier nicht nachgewiesen, vielmehr wurde das Siedlungsbild durch Einzelhöfe und kleine Hofgruppen bestimmt. Im Trevererland muss es neben den oppida, die erst im 2. und 1. Jahrhundert im Bereich der Latènekultur auftraten, auch dorfartige Siedlungen (vici) gegeben haben. Als Feldfluren sind während der älteren vorrömischen Eisenzeit vermutlich Celtic fields mit quadratischen Ackerstücken anzunehmen, die in der jüngeren vorrömischen Eisenzeit aufgrund des Einsatzes von schollenwendendem Pflug durch langschmale Fluren ersetzt werden. Kontakte der Kelten mit den Kulturen der Mittelmeerwelt werden in Bodenfunden bezeugt (METZLER 1995, KRAUSSE 1996). Mit dem Ende des Gallischen Krieges (58-50 v. Chr.) und der Unterwerfung Galliens durch Caesar begann die römische Herrschaft (50 v. Chr. - ca. 450 n. Chr.) und der Anschluss an das Imperium Romanum. Zunächst erschienen als neues Element römische Militärlager für die im Land verbleibende Okkupations- armee (HEINEN 1988, METZLER 1995, LÖHR 1998). Die von Caesar beschriebenen Siedlungs- und Verbandsformen innerhalb der gallischen Stammesgebiete wurden in der römischen Zeit weiterentwickelt: Es gab Gaue (pagi), kleinere Ansiedlungen (vici), und größere, befestigte Zentren (oppida). Die kleinste Siedlungseinheit waren Gutshöfe, Villen, die in unterschiedlicher Größe und Ausstattung zu finden waren. Eine Siedlungskontinuität zwischen den keltischen Höfen der ausgehenden Latènezeit und den ersten römischen Steinbauten ist nur selten deutlich zu fassen. Erst im Laufe des 1. Jh. n. Chr. fand der Übergang von den spätlatènezeitlich-keltischen Holzbauweise zur gallo-römischen Stein- bzw. Fachwerkkonstruktionen statt (HEINEN 1988, HAFFNER & v. SCHNURBEIN 2000). Die ökonomische Grundlage dieser Zeit bestand v.a. im Grundbesitz und in der Landwirtschaft, die sich zunehmend auf die Konsumbedürfnisse der römischen Rheinarmeen und städtischen Zentren einstellten, jedoch wurden nur einige technische Neuerungen aus dem Mittelmeeraum übernommen und neben bereits bekannten Kulturpflanzen einige neue mediterrane Pflanzen kultiviert, z. B. Walnuss, Wein und Pfirsich (HEINEN 1988, WITHOLD 1998). Es kam zur Anlage neuer Siedlungen, zum Ausbau bestehender vici und es entstand mit Trier (Augusta Treverorum) das Verwaltungszentrum der Civitas Treverorum und das Versorgungszentrum mit Verteilerfunktion für die Rheinarmeen: Es wurde 17 v. Chr. aufgrund verkehrs- politischer und strategischer Überlegungen in der Trierer Talweite nach einem festen Schema in altem, weitgehend geöffnetem Kulturland gegründet. Zu dieser Zeit war die Landschaft des Moseltales frei von auch nur annähernd geschlossenen Wäldern, bevölkert und mehr oder weniger intensiv bewirtschaftet. Mit der Gründung der Stadt Trier verloren die ehemaligen Stammeszentren und befestigten Adelssitze der Treverer an Bedeutung (HAFFNER 1984a, LÖHR 1998). Waren nach dem aktuellen Forschungsstand zunächst die Waldgebiete von Eifel und Hunsrück viel weniger dicht besiedelt als das Gutland und das Moseltal, führte die wirtschaftliche Expansion der Blütezeit im 2. und in der ersten Hälfte des 3. Jahrhunderts n. Chr. zur Anlage von Gutshöfen auch in diesen abseitigeren Landschaften. Eine nicht geringe wirtschaftliche Bedeutung hatte neben dem römerzeitlich zunehmenden Ackerbau der Waldbestand als Lieferant für Bau- und Heizungsmaterial, dessen Verbrauch im Umkreis der größeren Orte offenbar so intensiv gewesen ist, dass es in diesen Zonen währen der Römerzeit zu Degenerationserscheinungen des noch vorhandenen Waldbestandes kommen konnte (HOLLSTEIN 1980, HEINEN 1988). Die römerzeitliche Besiedlung erreichte jedoch selbst in den günstigsten Fällen nicht auch nur annähernd die heutige Siedlungsdichte und Bevölkerungszahl, sie glich etwa - allerdings anders strukturiert - der Bevölkerungszahl vor der Industrialisierung. Trotzdem ermöglichte der wirtschaftliche Aufschwung und eine intensive Binnenkolonisation einen Bevölkerungszuwachs im Vergleich mit der vorausgehenden keltischen Periode (HEINEN 1988, LÖHR et al. 2002). Nach dem Wirtschaftsboom des ersten und zweiten Jahrhunderts gerät das Imperium Romanum im dritten Jahrhundert in eine tiefgreifende Krise, hervorgerufen durch Innen- und außenpolitische Bedrohungen, die die Stabilität der Kaiserherrschaft erschüttern. Eine Reihe von bisher offenen Siedlungen (vici) v.a. entlang
34 der Fernstraßen wurde in ummauerte Orte (castella) umgebaut und befestigte Stellungen entlang der Land- und Flussverbindungen angelegt (HEINEN 1988). Bereits 275/76 und wiederholt 353-356 kam es zu Frankeneinfällen, von denen unzählige Villen, vici und Städte sowie spätantike Höhenbefestigungen heimgesucht wurden. An vielen Stellen gab die Bevölkerung des Landgebietes ihre zerstörten Villen auf und wanderte ab - von den vielen zerstörten ländlichen Bauten blieben nicht wenige wüst. Insgesamt war durch diese Umstände die Versorgung weitgehend zusammengebrochen. Besonders in den Tälern der Mosel und ihrer Nebenflüsse und nahe der Straße nach Köln wurde die Besiedlung jedoch weitergeführt oder wieder aufgenommen (BINSFELD 1984, SCHWINDEN 1984, HEINEN 1988). Bei der Wiederaufnahme mit deutlicher Unterbrechung könnte man denken, dass »der Franke, aufgenommen in die römische Gesetz- lichkeit, die Äcker der Treverer bestellte« (BINSFELD 1984, S. 76). Ab 367 erlebte Trier eine zweite Blütezeit als kaiserliche Residenzstadt, als politische und militärische Zentrale. Es wird wieder zur blühenden Residenz ausgebaut und das Land auch wirtschaftlich einer neuen Blüte zugeführt. Der Zeitabschnitt vom ausgehenden 3. bis zum 5. Jh. wird als Spätantike bezeichnet. Der Kaiserhof, die Verwaltung der gallischen Präfektur sowie die Palasttruppen brachten einen Bevölkerungszustrom aus allen Provinzen (SCHWINDEN 1984, HEINEN 1988). Verschiedene prächtige Herrensitze (Euren, Konz, Nennig, Echternach) lebten noch nach den Frankeneinfällen Mitte des 4. Jahrhundert weiter. Um diese Zeit entstehen sogar neue, meist große und aufwendige Villen (Konz, Pölich, Leiwen, Niederemmel und Welschbillig). Im 4. Jh. befestigen die Römer wichtige Straßenorte (Bitburg, Jünkerath, Neumagen), errichten umwehrte Höhensiedlungen in den Höhen von Hunsrück und Eifel (BINSFELD 1984, SCHWIN- DEN 1984, GILLES 1985). In der Spätantike bildete die Landwirtschaft weiterhin die Grundlage der Ökonomie, wovon die zu dieser Zeit in der Stadt Trier errichteten staatlichen Getreide- und Vorratsspeicher (Horrea) zeugen (HEINEN 1988, CLEMENS 1993, KÖNIG 1999). Pflanzenreste aus dem vicus Tawern zeigen, dass dort intensiv Landwirtschaft und Gartenkultur betrieben wurde sowie das Sammeln von wild gewachsenen Nahrungs- pflanzen gebräuchlich war (KÖNIG 1996). Weinbau an den Hängen der Mosel gewinnt seit dem 3. Jh. besondere Bedeutung. Zwar erfuhr der Weinbau durch die Germaneneinfälle einen schweren Rückschlag, setzte danach jedoch wieder ein, u.a. um die Bedürfnisse des Kaiserhofes im 4. Jh. sowie die allgemein gestiegenen Konsumbedürfnisse und die Ansprüche christlicher Liturgie zu befriedigen. Der Grundbesitz der Großagrarier verteilte sich häufig auf größere und kleinere Ländereien in verschiedenen Gebieten, Provinzen, tw. sogar Reichsteilen. Die Güter der mittleren Grundbesitzer umfassten 20, 50, 100 und mehr ha (HEINEN 1988). Ende des 4./Anfang des 5. Jhs. verlor Trier zunächst seinen Status als Kaiserresidenz, die 395 nach Mailand verlegt wurde, und schließlich den Status als Metropole der Zentralverwaltung der weströmischen Provinzen und Diözesen, der Prätorianerpräfektur Galliens, die 407 nach Arles in Südgallien verlegt wurde (HEINEN 1988). Damit begann zu Beginn des 5. Jahrhunderts die Völkerwanderung im Moselraum, die rechts des Rheins und nördlich der Donau mit dem Limesfall um 260 n. Chr. begonnen hatte. Überfälle und Plünderungszüge auf Trier und sein Umland, die zu erheblichen Zerstörungen in Stadt und Umland führten, fanden zwischen 410/11 und 428 bzw. 435 und nach 455 v.a. durch Franken statt. In dieser Zeit, bereits seit dem ausgehenden 4. Jh. und der 1. Hälfte des 5. Jahrhunderts lag das Ende vieler übriggebliebenen Villen. Mit dem Untergang des weströmischen Reiches im 5. Jh. verödeten auch in Trier immer größere Teile des antiken Stadtgebietes. Manche Siedlungen wie Bitburg (Beda) und Neumagen (Noviomagus) überlebten zwar den Übergang ins Mittelalter, insgesamt wurde jedoch die Bevölkerung Triers und des Trierer Landes in den 20er und 30er Jahren des 5. Jahrhunderts durch Tod, Verschleppung und Krankheit empfindlich reduziert (BINSFELD 1984, SCHWINDEN 1984, HEINEN 1988), doch blieb gerade im Moseltal ein erhebliches Kontinuitätselement erhalten. Für den allgemeinen und weitreichenden anthropogenen Impact sprechen Funde von Ziegel, Holz, Glas, Töpferei, Kalk usw.. Die Gewässer der Region wurden durch den Betrieb von Mühlen manipuliert und die Platzierung von Gebäuden, z. B. Villen, auf Schwemmfächern (LÖHR 2000, CLEMENS & LÖHR 2001) zeigt, das geglaubt wurde, die Bäche beherrschen zu können (z.B. Euren, Fisch, Kenn). Im Unterschied zu Eisen, das zu allen Zeiten wohl in der Hof- und Dorfwirtschaft erzeugt werden konnte, stagnierte gemäß gängiger Lehrmeinung der Buntmetallbergbau während der
35 Merowingerzeit, da der Bedarf aus noch im Umlauf befindlichen und recycleten römischem Material gedeckt wurde. Erzbergbau soll erst in Karolingischer Zeit wieder aufgenommen worden sein (STEUER 1992). Fränkischer Zuzug des 5. und 6. Jhs. und am Ort verbliebene Romanen kennzeichneten zu Beginn des frühen Mittelalters die Bevölkerungsstruktur des Trierer Landes; In einigen bedeutenden Villen des Trierer Landes werden sich schon mit der Landnahme Franken niedergelassen haben. Neuerrichtete fränkische Höfe wurden bevorzugt an fruchtbaren Böden errichtet, so dass Siedlungen in Talauen der Flußniederungen überwiegen. Günstige Voraussetzungen boten auch Talmulden, Talmündungen, Talkessel, Quellmulden und Mulden am Rande von Hochflächen. Einzelhöfe oder weilerartig zusammengefaßte Gehöftgruppen kennzeichnen die Eigenart fränkischer Niederlassungen. Eigentümer der Herrenhöfe waren König, Kirche, Adel und mit Lehen ausgezeichnete Gefolgsleute. Die zu einem Gehöft gehörende Gemarkung wird im Trierer Land auf 200 bis 670 ha geschätzt (ANTON & HAVERKAMP 1996). Eine wichtige, wenn auch empfindlich geminderte Grundlage der Wirtschaft des Raumes bildete nach wie vor der agrarische Großgrundbesitz und Weinbau an der Mosel (HEINEN 1988). Frühmittelalter bzw. Frankenzeit (ca. 450-900 n. Chr.) Um die Mitte der 80er Jahre des 5. Jahrhunderts wurde die Region Trier wahrscheinlich endgültig politisch in das rheinische Frankenreich einbezogen. 507 fiel dieses Territorium an das Frankenreich des Merowingers Chlodwig. Trier tritt für das große politische Geschehen im Merowingerreich merklich zurück (HEINEN 1988), blieb aber ununterbrochen Bischofssitz. Die Kirche überlebte als einzige Institution den Untergang des Römischen Reiches, der Bischof war gleich dem König Rechtsnachfolger des Reiches (ANTON & HAVERKAMP 1996) sowie Schutzherr der stark reduzierten Stadtbevölkerung Triers, das zu dieser Zeit aus einzelnen festungsartig umgebauten Großbauten der ehemaligen Residenz bestand (HEINEN 1988). Im 6. und 7. Jahrhundert kam es zu Neugründungen von Stiften und Klöstern. Der umfangreiche Grund- und Landbesitz der fränkischen Könige, Erben des gesamten römischen fiskalischen Eigentums, ermöglichte großzügige Schenkungen an den Bischof und die Klöster, wodurch die Besitzungen von Kirche und Klöstern stetig wuchsen. Während und nach der Wiederherstellung des zerstörten Landes kam es in der Hauptsache durch die reichen Grundherren zu wirtschaftlichen und Handelsbeziehungen zwischen der Stadt und dem Trierer Land, über dessen Verhältnisse jedoch nur wenig bekannt ist (ANTON & HAVERKAMP 1996). Am 5. April 882 wurden Stadt und Umland durch den Einfall der Normannen zerstört und wirtschaftliche Verbindungen wurden unterbrochen (CLEMENS 1993). Bis in das Hochmittelalter (ab 900-1500) hinein bleibt Trier ein ausgedehntes Ruinenfeld (CLEMENS & LÖHR 1995). Seit dem 10. Jh. nahm die Stadt unter den Erzbischöfen einen neuen Aufschwung: Mit der Errichtung des Marktkreuzes 958 wurde das Marktgeschehen, das schon für das frühe Mittelalter angenommen wird, und die Handels- und Wirtschaftsverbindungen zwischen Stadt und Land sichtbar. Ein Großteil der Naturalien und ein Teil der Fertigwaren stammte gewiss nicht aus Trier, sondern von der Obermosel, der Eifel, dem Hunsrück und vom Rhein. Auch auf dem Lande wurden Märkte abgehalten (LAUFNER 1964). V. a. Klöster und Kurfürsten besitzen weiterhin im Mittelalter und Zeit der Kurfürsten (ab 1254) die größten Teil des Trierer Landes. Im 14. Jh. zählte Trier wieder zu den größeren Städten Deutschlands, mit einem wachsenden und selbstbewussten Bürgertum. Geschwächt wurde das Bevölkerungswachstum durch den Ausbruch der Pest in den Jahren 1348/49 sowie 1439, 1512, 1564, 1597 und 1636. Zum Ende des 16. Jh. kommt es u. a. durch Not auf dem Land, schlechte Witterung, Missernten und Teuerungen zu Hexenverfolgungen mit Höhepunk- ten um 1585/97 und um 1630. In dieser Folge, auch durch die Folgen des Dreißigjährigen Kriegs, gab es Dörfer, die fast verwaist waren (DÜWELL & IRSIGLER 1988). Die Kulturlandschaft dieser Zeit war durch Schiffelwirtschaft, Schafherden, Waldweide, Weinbau, Teichwirtschaft, Mühlen sowie Baumforste gekennzeichnet, als industrielle Neuerungen kamen Hammer- werke zur Verhüttung von Einsenerzen hinzu. Um die Wende vom Mittelalter zur Neuzeit ging der starke Einfluss, den die Grundherren aus der Stadt auf die Landgemeinden hatten, zugunsten des Landesherrn, des Kurfürsten, zurück (ERNST 2000). Aber die
36 Grundherren behielten weiterhin durch diverse Kriege bis zur Eroberung des Landes durch die Französi- schen Revolutionstruppen 1794 ihren Einfluss auf die Landbevölkerung. Durch die Franzosen wurden die Feudalrechte auf dem Land aufgehoben, 1802 wurden Klöster und Stifte aufgelöst, Adel und Geistlichkeit verloren ihre Vorrechte. 1804 wurde das Land an Private und reiche Kaufleute verkauft, die bisherigen Pächter konnten durch geringe finanzielle Aufwendung ihren Eigenbesitz vergrößern und die Zersplitterung, die bereits im Mittelalter durch Realteilung entstanden war, verringern (CHRISTOFFEL 1999), was zu einem frühindustriellen Investitionsschub (in z. B. Hüttenwerke, Mühlen) führte. Bis in die ersten Tage des Januar 1814 gehört Trier zum Saardepartement Frankreichs, danach bis 1945 zur preußischen Rheinprovinz. Durch die Grenzlage war Trier seit dem 19. Jh. wirtschaftlich benachteiligt (WERLE 1978, JÄTZOLD 1984).
2.2.2 Klima
Mit dem Ende des letzten Kälteeinbruchs des Spätglazials, der Jüngeren Dryas (9640 BC +/- 20 Jahre: JÖRIS & WENINGER 1998), die durch kalte und trockene Verhältnisse geprägt war (LIMONDIN & ROUSSEAU 1991), setzte die Erwärmung des Postglazials ein, das zur Übersicht klimatisch in verschie- dene thermo-hygrische Phasen gegliedert werden kann: in das Postglaziale Optimum, das Hauptpessimum des Holozäns, das Optimum der Römerzeit, das völkerwanderungszeitliche Pessimum, das mittelalterliche Optimum, die Kleine Eiszeit sowie die neuzeitliche Erwärmung (SCHÖNWIESE 1995). Das wenig berücksichtigte Grundproblem thermo-hygrischer Schwankungen ist jedoch ihre Definition nicht nur in der Zeit sondern auch im Raum (MAISE 1998). Insgesamt verlief die klimatische Entwicklung während des Holozäns in Mitteleuropa von einer warm- trockenen (kontinentalen) zu einer warm-feuchten (ozeanischen) Phase, die in der kühl-feuchten (ebenfalls ozeanischen) Gegenwart ihre Fortsetzung findet (FLOHN 1985, GOUDIE 1992). Dieser Verlauf war jedoch nicht stetig, es kam immer wieder zu klimatischen Schwankungen, über die Proxydaten wie Gletscherschwankungen, Seespiegelschwankungen, Änderungen der Höhenlage der Baumgrenze u. a. Informationen liefern. Insgesamt war die Phase des postglazialen Optimums (7000-2500 v. Chr.), das Präboreal, Boreal und Atlantikum umfasst, durch eine rasche Zunahme sowohl der Sommer- als auch der Wintertemperaturen gekennzeichnet (BEUG 1982, BELL & WALKER 1992), Niederschlag und klimatische Wasserbilanz nahmen während der frühen Abschnitte des Holozäns allmählich zu (DIGERFELDT et al. 1997). Während des Präboreals waren die Sommer ähnlich warm wie heute, die Winter dagegen kühl und feucht (LIMONDIN & ROUSSEAU 1991, SCHÖNWIESE 1995). Während des Boreals waren die Sommer schließlich generell wärmer und die Winter milder als heute (LAMB 1977). Insgesamt herrschten zu dieser Zeit niederschlags- arme Bedingungen (LAMB 1977, GOUDIE 1992, SCHÖNWIESE 1995). Seespiegelstände südschwedischer Seen zeigen, dass die klimatischen Bedingungen um 9000 BP noch deutlich trockener waren als heute (HARRISSON et al. 1991), am Ende des Boreals waren sie jedoch feuchter als heute (GOUDIE 1992). Erste holozäne Gletschervorstöße mit einem entsprechenden Rückzug der Baumgrenze in den schweizerischen und österreichischen Alpen sind für das mittlere Präboreal bekannt (STARKEL 1995, WICK & TINNER 1997) (Schlaten-Schwankung, um 9500 BP, Venediger-Schwankung (8700-8000 BP) in den österreichi- schen Alpen (FRENZEL 1977, ZOLITSCHKA 1990a)). Im Atlantikum, zwischen 8000 und 6000 BP erlebte Europa mit regionalen zeitlichen Unterschieden (GOUDIE 1992) die wärmste Epoche der letzten 75 ka (FLOHN 1985): Sowohl die Sommer- als auch die Wintertemperaturen lagen 1-2 °C höher als heute (BELL & WALKER 1992, FRENZEL 1998a,b), insbesondere die Winter waren sehr mild (SCHÖNWIESE 1995). In dieser Zeit erreichte die Baumgrenze in den Alpen ihre maximalen Höhen (WICK & TINNER 1997). In Trier liegt mit einem Fund der Sumpfschildkröte Emys orbicularis (LÖHR 2001a) ein Indikator dieser Verhältnisse vor (BELL & WALKER 1992). Mögliche Ursache für diese Verhältnisse ist die im Vergleich zu heute um 5 - 8 % erhöhte durchschnittliche sommerliche Insolation in der nördlichen Hemisphäre (während die Einstrahlung
37 während des Winters geringer war) (WEBB III et al. 1993). Zu dieser Zeit war es zugleich feuchter als in den Jahrtausenden zuvor und danach (LAMB 1977), da Europa unter dem Einfluss tropischer Luftmassen lag, wogegen polare Luftmassen weniger weit südlich reichten (Abb. 2.2) (MAGNY 1982). Die meisten kontinentalen Gebiete erhielten mehr, zum Teil relativ häufige und sehr heftige Niederschläge, v.a. in Form von Sommergewittern (FLOHN 1984). Vermutlich lagen in dieser Epoche - wie allgemein während der wärmsten postglazialen Epochen - die langen Mittel des Niederschlags über Nord- und Mitteleuropa etwa 10-20 % höher als heute (LAMB 1988). Als Folge zeigten sich im Nordschwarzwald Vernässungserscheinungen (FRENZEL 1977), und auch steigende Seespiegelstände süd- schwedischer Seen zeigen feuchtere Be- dingungen zwischen 9000 und 7000 BP an, die um 6500 BP maximale Werte erreichen. Um 6000 BP wird durch Analysen der südschwedischen Seespiegel- schwankungen bereits wieder auf trocke- nere Bedingungen in Mitteleuropa ge- schlossen (HARRISSON et al. 1991). Diesem Trend entsprachen auch Seespiegel- schwankungen im Südosten Frankreichs, die durch eine Erniedrigung der Seespiegel und damit eine Abnahme des Niederschlags bereits zwischen 7500 BP und 5000 BP gekennzeichnet sind (zwischen 7000 und 6000 BP unterbrochen durch zunehmende Abb. 2.2: Atmosphärische Zirkulation über Nord- und Niederschlagswerte und einen Seespiegel- Mitteleuropa im Atlantikum (MAGNY 1982, anstieg). Die tiefsten Stände wurden um S. 41) 5000 BP erreicht und stimmen mit mini- malen Werten des Niederschlags und der klimatischen Wasserbilanz überein (DIGERFELDT et al. 1997). Im Gegensatz dazu berichtet FRENZEL (1977) von einer Vernässungsphase 6000-5200 BP mit erneutem Gletscherrückgang. In Skandinavien ist um 7500 BP, vermutlich wegen des höheren Wasserdargebots, ein deutlicher Gletschervorstoß nachgewiesen (KARLEN 1991). Diesem entspricht ein starker Gletschervorstoß in den südlichen schweizer Alpen um 7500-6500 BP (Misox-Schwankung), die zum Absinken der Baumgrenzt führte. In den österreichischen Alpen gab es für diese Schwankung mit dem Einsetzen der Frosnitz- Schwankung (ca. 6600-6000 BP) eine Parallele (WICK & TINNER 1997). Um 6300 BP und 5600 BP traten in Skandinavien zudem kleinere Gletschervorstöße auf (KARLEN 1991). Am Ende des Optimums stand die Rotmoos- (5300-4500 BP, Ostalpen) bzw. Piora-Schwankung (5400- 5000 BP, Westalpen) (ZOLITSCHKA 1990a), die endgültig zu kühleren Bedingungen überleiteten (BEUG 1982). Um 4000 BP erreichten die alpinen Gletscher ihr postglaziales Ausdehnungsminimum (LAMB 1988), die Baumgrenze sank mehr oder weniger auf ihr heutiges Niveau (WICK & TINNER 1997). Diese fällt mit dem kulturhistorischen Beginn der Bronzezeit zusammen, sowie mit einer kurzen aber deutlichen Auenholz-Akkumulationsphase um 2100 BC (BECKER 1982, SCHWEINGRUBER 1983). In der Folge war die nördliche gemäßigte Zone bis 3000 BP durch schwankende Klimaverhältnisse, besonders durch Niederschlagsschwankungen, charakterisiert (LAMB 1977, POST 1979, SCHÖNWIESE 1995, VAN GEEL et al. 1996). Die Temperaturen nahmen in diesem Zeitraum um etwa 1 °C ab (BRADLEY 1985), obwohl das Klima relativ warm blieb (LAMB 1977). Die meisten südschwedischen Seen wiesen zwischen 4500 und 3500 BP minimale Spiegelstände auf (HARRISSON et al. 1991), wohingegen DIGERFELD et al. (1997) für Südfrankreich in diesem Zeitraum von einem schwachen Anstieg der Seespiegel sprechen, den sie auf eine im Durchschnitt zunehmende jährliche Niederschlagsmenge, Temperatur und klimatische Wasserbilanz zurückführen.
38 Insgesamt kann, auch durch den Rückzug der Baumgrenze nach etwa 5000 BP, ein Übergang zu einer Klimaverschlechterung mit kühleren Temperaturen und einem ozeanischeren Klima festgestellt werden (BELL & WALKER 1992, WICK & TINNER 1997). Dies hängt mit der Intensivierung des Golfstroms zusammen, die sich mindestens ab etwa 4000 BP auch in einer verstärkten zyklonalen Tätigkeit und einem stärker meridionalen Zirkulationsmuster über Europa auswirkte (LAMB 1977, FRENZEL 1998b). Eine Südwärtsverlagerung der Polarfront führte zu einer Abkühlung in Europa (Abb. 2.3) und einer Zunahme der Niederschläge in Mitteleuropa (MAGNY 1982). Mit dem Rückgang der Temperaturen und der Zunahme der Niederschläge setzte das klimatische Hauptpessimum des Holozäns (1400-300 v. Chr.) ein, das durch Gletschervorstöße gekennzeichnet war (LAMB 1977, BARBER 1982, BEUG 1982, BRADLEY 1985, BELL & WAL- KER 1992, DIGERFELDT et al. 1997). Die Periode stärkster Abkühlung lag zwi- schen 3200 und 2700 BP. Während beson- ders die Sommertemperaturen abnahmen, waren die Winter relativ mild und sehr windig (LAMB 1988). In den Ostalpen kam es zur Gletscherausdehnung der Löbben-Schwankung (3500-3100 BP, ZOLITSCHKA 1990a), und auch in Skan- Abb. 2.3: Atmosphärische Zirkulation über Nord- und dinavien ist für die Zeit zwischen 3200 und 2800 BP ein stärkerer Gletschervorstoß Mitteleuropa im Subboreal (MAGNY 1982, S. nachgewiesen (KARLEN 1991). Zwischen 42) 2830 und 2270 BP schloss sich in den österreichischen Alpen die Göschener- Kaltphase I an (FRENZEL et al. 1989), die auch in Skandinavien durch schwächere Gletschervorstöße gekennzeichnet ist (KARLEN 1991). Zwischen 2700-2500 BP lagen die Temperaturen etwa 2 °C niedriger als ein halbes Jahrtausend zuvor (LAMB 1977). Nach MAISE (1998) müsste jedoch die Konzeption und Definition des klimatischen Hauptpessimum des Holozäns neu diskutiert werden. Zur Zeit der Römerherrschaft scheint das Klima wieder etwas wärmer, trockener und stabiler geworden zu sein (LAMB 1988) (Optimum der Römerzeit, 300 v. Chr. - 400 n. Chr., HEIDE (1997) stellt den Beginn der Klimabesserung jedoch erst AD 0 fest). In dieser Zeit wurde z. B. in den Alpen dort Bergbau betrieben, wo heute Dauerfrost herrscht, einige Alpenübergänge waren wahrscheinlich den ganzen Winter über passierbar (SCHÖNWIESE 1995). Während anfangs (2500-1700 BP) noch milde Winter vorherrschten, nahmen bald die Frühlingstemperaturen ab, häufig traten kühlfeuchte Sommer bei vermutlich geförderter meridionaler Zirkulation auf (FRENZEL 1977). HEIDE (1997) geht aufgrund neuer Untersuchungen im Gegensatz zu früheren Annahmen - die Jahresmitteltemperaturen von im Schnitt 1-1,5 °C mehr als heute angeben (LOZÁN 1998) - davon aus, dass während dieser klimatischen „Gunstphase“ vermutlich nur annähernd die heutigen Durchschnittstemperaturen von Europa erreicht wurden. Die Phase war zunächst niederschlagsreich, erst ca. 300 bis 400 n. Chr. wesentlich trockener (SCHÖNWIESE 1995). Zwischen 2200 und 1900 BP kam es in Skandinavien zu kräftigen Gletschervorstößen (KARLEN 1991). Im Anschluss folgte eine kühle und niederschlagsreiche Epoche (FRENZEL 1977, LAMB 1977, FLOHN 1984, SCHÖNWIESE 1995, LOZÁN 1998), die AD 260 begann (FLOHN 1985) und besonders zwischen AD 550 und 800 durch Stürme, Kälte und Feuchte gekennzeichnet war (FRENZEL 1977). Sie wird aufgrund der zeitgleichen Völkerwanderung als Pessimum der Völkerwanderungszeit (400-750 n. Chr.) bezeichnet. Zu dieser Zeit kam es verbreitet zu Gletschervorstößen (FRENZEL 1977, FLOHN 1984, LAMB 1988,
39 SCHÖNWIESE 1995) wie der Göschener Kaltphase II im Gotthardgebiet von vor 1600 BP bis um 1200 BP (FRENZEL et al. 1989) sowie in Skandinavien um 1500-1100 BP (KARLEN 1991). Eine generalisierte Karte über die atmosphärische Zirkulation über Nord- und Mitteleuropa im Subatlantikum legt wiederum MAGNY (1982, Abb. 2.4) vor. Eine erneute deutliche Erwärmung ab etwa AD 800 führte zum Mittelalterlichen Optimum (750-1400 n. Chr.), einer Warme- poche mit relativ stabilem Klima in ganz Europa (LAMB 1988). In diesen Jahrhun- derten wurde das Klima fast so warm wie während des postglazialen Optimums (LAMB 1977). Die Jahresmittel- temperaturen (Sommer- und Winter- temperaturen) lagen 1-1,5 °C höher als heute (BELL & WALKER 1992, SCHÖN- WIESE 1995, FRENZEL 1998a) und 2-3 °C höher als während der vorhergehenden kälteren Klimate (nach LAMB 1988), so dass in Nordwesteuropa Wein- und Ge- treideanbau betrieben werden konnte Abb. 2.4: Atmosphärische Zirkulation über Nord- und (FLOHN 1985, BELL & WALKER 1992, Mitteleuropa im Subatlantikum (MAGNY SCHÖNWIESE 1995). Die Epoche war 1982, S. 42) zunächst niederschlagsarm (BELL & WALKER 1992), später niederschlags- reich (SCHÖNWIESE 1995), so dass in weiten Teilen Europas mehr Feuchtigkeit zur Verfügung stand als heute (FRENZEL 1998b). Auch zu dieser Zeit kam es wieder zu Gletscherrückgängen (BELL & WALKER 1992, GOUDIE 1992) und zu einem Anstieg der Baumgrenze (GOUDIE 1992). LAMB (1977) begründet dieses Warmphase durch eine Verlagerung der wichtigsten Zyklonen-Zugbahnen um 3 bis 5 Breitengrade nach N, die häufig zu antizyklonaler Witterung über Mittel- und Westeuropa führte. Bis 1200 n. Chr. war die Witterung vermutlich sehr ausgeglichen, in der Folge kam es jedoch durch Abkühlung in Grönland und der Arktis zu einer Zunahme der Stürme u.a. an der Nordsee (LAMB 1981). Dann nahmen die Kaltphasen wieder zu und alpine Gletscher stießen vor (FLOHN 1993), z. B. 1160-1200 in der Schweiz (FLOHN 1985). Ab dem 14. Jahrhundert verschlechterte sich das Klima deutlich: die Temperaturen nahmen ab (ganz besonders von 1550 bis 1600 (RUDLOFF 1991)) und die Niederschläge zu. Während dieses klimatisch variationsreichen Übergangs (FLOHN 1984) in die kleine Eiszeit, der Klimawende (1300-1400 n. Chr.), kam es zu heftiger Sturm- und Sturmfluttätigkeit (SCHÖNWIESE 1995). Weitere Zeugen für die Klimaverschlechterung sind die Zunahme des arktischen Meereises, Abstieg der Baumgrenze, sowie Gletschervorstöße in den Alpen und Skandinavien. Zudem wurde der Boden nasser, da aufgrund der erniedrigten Temperaturen die Evaporation zurückging (LAMB 1988, KARLEN 1991). In der Folge kam es ab Mitte des 14. Jahrhunderts zu einem allgemeinen Niedergang der Landwirtschaft, in dessen Folge auch der Weinanbau in England aufgegeben wurde (LOZÁN 1998). Die Klimavariabilität äußerte sich besonders im 14. Jahrhundert durch eine starke Häufung von Flut- (z.B. 1342 in weiten Teilen Deutschlands, BORK & BORK 1987, FLOHN 1993) und Dürrejahren in Europa (LAMB 1981). Die Reihe ungewöhnlicher Klimaextreme nach beiden Richtungen, zusätzlich die vulkanisch aktive Zeit zwischen 1300 und 1500 (BRADLEY 1985) führte zu Hungersnöten, Missernten und hohen Getreidepreisen (Maximum um 1438) (FLOHN 1985). Während der Kleinen Eiszeit (1400-1850 n. Chr.) kam es zu zahlreichen Gletschervorstößen (LAMB 1982, BELL & WALKER 1992, SCHÖNWIESE 1995). Obwohl die genaue Dauer der Kleinen Eiszeit nicht genau zu definieren ist, scheint ihr Höhepunkt um 1550 bis 1700 gelegen zu haben (FLOHN 1984): FLOHN
40 (1993) gibt bereits 1620-1640 als ersten Höhepunkt in den Alpen an, nach PFISTER (1980) wurden die tiefsten Jahrestemperaturen Mitte der 1690er Jahre erreicht. Dies entspricht dem zweiten Höhepunkt der kleinen Eiszeit (FLOHN 1985), ein erstes Maximum begann etwa 1563 mit einer Serie vorstoßender Gletscher, kühler und nasser Sommer sowie kalter Winter. Im Anschluss kam es aufgrund kühler und feuchter Sommer mit häufigem Schneefall in größeren Höhen zu weiteren Höhepunkten mit Gletschervor- stößen, deren letzter zwischen 1820 und 1850 lag, als die alpinen Gletscher etwa die selbe Ausdehnung wie um 1640 erreichten (FLOHN 1993). Die generelle neuerliche Klimaverschlechterung (LAMB 1988) drückte sich in einer deutlich größeren Witterungsvariabilität auf Dekaden- und Jahresbasis als heute aus (LAMB 1981, FLOHN 1981, 1984): es kam zu ausgeprägten Schwankungen zwischen wärmeren und kälteren Perioden (FLOHN 1993, SCHÖNWIESE 1995). Jedoch waren nur wenige kurze Zeitabschnitte wärmer als unser heutiges Klima (RUDLOFF 1991). Die Temperaturen waren um 2-3 °C kälter als während des Mittelalterlichen Optimums (BELL & WALKER 1992) und 1-1,5 °C kühler als heute (1 °C: BELL & WALKER 1992, SCHÖNWIESE 1995; 1-1,5 °C: FRENZEL 1998b; 1,5 °C: FLOHN 1984, 1985). Auch die Niederschlagsverteilung weist eine hohe zeitliche und räumliche Variabilität auf (FLOHN 1984, LAMB 1988). Insgesamt waren aber nur wenige kurze Zeitabschnitte niederschlagsreicher als unser heutiges Klima (RUDLOFF 1991), z.B. um AD 1400 und vom späten 16. zum 18. Jahrhundert (LAMB 1988). In Mitteleuropa waren alle Jahreszeiten wesentlich trockener als im 20. Jh. (PFISTER 1998) mit Ausnahme des Sommers, in dem signifikant erhöhte Sommerniederschläge fielen (BELL & WALKER 1992). Nur im späten 17. Jahrhundert war auch der Herbst feuchter als sonst (FLOHN 1984). Die Niederschlagsmengen lagen 1560-1850 bis zu 20 % unter dem heutigen Durchschnitt (FLOHN 1984, LAMB 1988, RUDLOFF 1991), obwohl in extrem nassen Jahren auch über 100 % erreicht werden konnten (1763 lag das absolute Maximum bei 181 %, FLOHN 1984). Die geringeren Niederschläge können mit dem niedrigeren Feuchtegehalt der Atmosphäre aufgrund der kälteren Meere erklärt werden (FLOHN 1984). Ein wichtiger zusätzlicher Einflussfaktor auf die kühlen Bedingungen war die starke vulkanische Aktivität zwischen 1300 und 1500, 1550 und 1700 (BRADLEY 1985), sowie 1800-1817 (1815: Ausbruch Tambora, Indonesien (FLOHN 1993), 1816: das Jahr ohne Sommer (RUDLOFF 1991)). Durch die kühlen und feuchten Sommer kam es besonders in Perioden mit erhöhtem Niederschlag zu erneuten Gletschervorstößen: vor und um 1600, vor 1700, um 1755 und 1770, zwischen 1780 und 1855 (RUDLOFF 1991, FLOHN 1993). Der erhöhte Nord-Süd-Temperaturgradient zwischen 50 und 60 °N führte besonders in den 1580ern und 1690ern zu einer signifikanten Sturmzunahme (LAMB 1981, 1982, BELL & WALKER 1992). Ebenso gab es eine signifikanten Zunahme geomorphodynamischer Prozesse (Hangrutschungen etc.), schlechter Ernten (aufgrund verkürzter Vegetationsperiode (LAMB 1981)), Hungersnöte, Epidemien und in der Folge Wüstungen (FLOHN 1985, BELL & WALKER 1992), Extremfluten und eine Erniedrigung der Baumgrenze (STARKEL 1995). Eine der markantesten Dürreperioden von 1857 bis 1859 leitete den Rückgang ein (FLOHN 1985). Zusätzlich zu objektiven Klimadaten können subjektive oder soziale Reaktionen als Indikatoren für die Bewertung des Klimawandels dienen. In Bezug auf die kleine Eiszeit ist die Hexenverfolgung ein wichtiger Faktor: Während des späten 14. und 15. Jahrhunderts wurden Hexen und Zauberer verfolgt, da „unnatürliche“ klimatische Phänomene auf sie zurückgeführt wurden (BEHRINGER 1999). Detaillierte Angaben zu einzelnen Dekaden und Jahren der kleinen Eiszeit geben PFISTER 1980, 1998, LAMB 1981, 1988, LE ROY LADURIE & BAULANT 1981, FLOHN 1984, GLASER 1997, 2001, GLASER et al. 1999, 2000. Ab 1850 n.Chr. setzte die relativ warme, klimagünstige Zeit der Neuzeitlichen Erwärmung und des modernen Optimums (1850-heute) ein (FLOHN 1993). In Europa traten noch zwei kürzere kühlere Episoden auf (um 1890 und 1920). Die generelle Erwärmung gipfelte um 1940 und wurde von einer etwas kühleren Periode gefolgt, die 1970 endete. Seither findet eine kontinuierliche Erwärmung (incl. anthropo- gener Effekte) statt (FLOHN 1993).
41 3 METHODEN
Die Auswahl der Untersuchungsgebiete erfolgte in Absprache mit Dr. H. LÖHR vom Rheinischen Landesmuseum Trier. Bevorzugt wurden solche Standorte ausgewählt, die zeitgleich archäologisch untersucht wurden, so dass ein direkter Bezug zwischen den geowissenschaftlichen und den archäologi- schen Ergebnissen hergestellt werden konnte und z. B. archäologische Datierung der Schichten möglich waren. An zwei Standorten wurden zusätzlich Bohrungen abgeteuft. Ein Schwerpunkt der Arbeit lag auf Schwemmfächern an der Mündung kleiner Einzugsgebiete (max. 6 km²). Die Auswahl der Einzelprofile wurde in Abhängigkeit von ihrer Lage auf dem Schwemmfächer und der gegebenen Aufschlusssituation getroffen. Neben Schwemmfächern wurden an für die Fragestellung günstigen Aufschlüssen auch Sediment- profile im städtischen Umfeld und Auensedimente in die Untersuchungen einbezogen.
3.1 FELDARBEIT
3.1.1 Profilansprache und Probenahme
Die ausgewählten Profile wurden im Gelände geputzt, gezeichnet und nach sedimentologisch- pedologischen Methoden aufgenommen: Die Ausgliederung und Bezeichnung der einzelnen Schichten erfolgte vor allem aufgrund von Änderungen von strukturellen und texturellen Merkmalen. Dazu gehörten: - Farbe (nach den standardisierten Soil Color Charts, MUNSELL 1994), - Korngröße (mittels Fingerprobe, BKA 1994) und Kiesanteil, - Gefügemerkmale; Zudem wurden weitere Charakteristika der einzelnen Schichten wie Lagerungsdichte, Durchwurzelung, Hydromorphiemerkmale, Toncutane und archäologische Merkmale wie Kulturgerölle und Holzkohle beschrieben. Die Probenahme für alle weiteren Untersuchungen erfolgte an den Profilen gewöhnlich in 10 oder max. 15 cm Intervallen, wobei Schichtgrenzen beachtet wurden, einzelne Profile wurden schichtweise beprobt. Die Proben wurden als gestörte Beutelproben genommen, wobei die benötigte Menge des Materials nach DIN 18123 abgeschätzt wurde. Wurde das Probenmaterial durch Bohrungen gewonnen, erfolgten Bohrkernansprache und Probennahme im Labor. Im Gelände wurden an drei Standorten mit einer Rammkernsonde mit Kernfangrohr (Durchmesser 5 cm) Bohrungen abgeteuft. Bei Erreichen des Grundwassers mussten die Bohrungen meist vor Erreichen des Anstehenden abgebrochen werden, da v. a. trotz zusätzlich eingesetztem Kernfänger das Feinmaterial aus dem mit Wasser gesättigten Substrat ausgeschwemmt wurde.
3.1.2 Kartierung
Im Gelände wurden in den Einzugsgebieten Erosionsformen und -merkmale aufgenommen sowie die heutige Landnutzung nach den Klassen Acker, Wiese, Wald, Siedlung und Gärten sowie Wein kartiert.
3.2 Laborarbeit
Im Labor wurden die Kernfangrohre der Länge nach geteilt und an der einen Hälfte der Geländearbeit entsprechende makroskopische Untersuchungen durchgeführt (Farbe, Korngröße, ...). Bei der Probenahme wurde darauf geachtet, dass nur Material in die Analysen genommen wurde, das dem Zentrum des Kerns
42 entnommen und nicht durch von oben nach unten abgeschupptes, randliches Material verunreinigt war. Als problematisch erwies sich, dass die Kernfangrohre nach Abteufung häufig nicht ganz gefüllt waren oder die obersten Zentimeter mit abgeschupptem Fremdmaterial gefüllt waren. Dieses Material konnte teilweise nur mit Schwierigkeiten durch eine Substratänderung erkannt werden und wurde nicht beprobt. Der Kernverlust wurde rechnerisch linear ausgeglichen, obwohl nicht sicher gesagt werden kann, dass die Stauchung des Materials über einen gesamten gebohrten Meter linear erfolgte: die unteren Abschnitte wurden durch längere Erschütterung evtl. stärker kompaktiert als die oberen. Alle Proben wurden vor der Durchführung der weiteren Analysen luftgetrocknet.
3.2.1 Physikalische Untersuchungen
Korngrößenanalyse
Die Korngrößenanalyse erfolgte über die kombinierte Pipett-Sieb-Methode nach Köhn (KRETSCHMAR 1991). Eine Zerstörung der organische Substanz wurde im Zuge der Probenvorbereitung nur vorgenommen, wenn der Gehalt > 4 Gew.-% betrug. Auf eine Zerstörung der ebenfalls verkittend wirkenden Carbonate wurde verzichtet, um auch bei carbonatischem Ausgangsgestein alle transportierten Partikel zu erfassen. Eine Überinterpretation der Siltfraktion kann aus diesem Grund jedoch nicht vollständig ausgeschlossen werden. 20,0000 g +/- 0,002 g Feinboden wurden mit 25 ml 0,4 n Na4P2O7 (Natriumpyrophosphat) - Lösung zur Dispergierung 10 min im Ultraschallbad behandelt, anschließend über Nacht im Überkopfschüttler geschüttelt. Nach einer weitern 10 minütigen Ultraschallbehandlung erfolgte die Analyse. Die Kiesfraktion wurde erfasst, indem etwa 100 g Probenmaterial (abhängig vom Größtkorn der jeweiligen Probe) nass gesiebt wurden. Die Korngrößenanalyse erfolgte zur allgemeinen Charakterisierung der Sedimente und um aus der graphischen Darstellung der Korngrößenverteilungen die Perzentilwerte für die Korngrößenstatistik abgreifen zu können. Zudem ist die Kenntnis der Korngröße für die Interpretation der geochemischen Daten notwendig, da bei diesen von einer Korngrößenabhängigkeit ausgegangen wird.
3.2.2 Chemische Untersuchungen
Analyse der geochemischen Zusammensetzung
Nach MACKLIN et al. (1994) sowie THORNDYCRAFT et al. (1999) reflektieren Mineralogie und Geochemie sowie die Änderung der Schwermetallkonzentrationen mit der Tiefe alluvialer Sedimente die Geologie, Landnutzungs- und Bergbaugeschichte eines Einzugsgebietes, spiegeln also sowohl die natür- lichen geochemischen Muster als auch den Einfluss menschlicher Aktivitäten zu verschiedenen Zeiten wider. Geochemische Untersuchungen finden an unterschiedlichen Geoarchiven statt (Tab. 3.1). Die Elementzusammensetzung von Sedimenten und Böden ist zunächst vom Chemismus des Anstehenden (lithogener Grundgehalt) bestimmt. Verwitterung und pedogenetische Prozesse führen zu einer horizontspezifischen Umverteilung der Elemente (pedogene Grundgehalte). Lithogene und pedogene Grundgehalte werden als geogene Grundgehalte zusammengefasst, die durch anthropogene Einträge v.a. im Oberboden erhöht werden können (KUNTZE et al. 1991, MÜLLER 2000). Als wichtigste anthropo- gene Quellen für Schwermetalle werden von unterschiedlichen Autoren Bergbau, Verhüttung und Metall- verarbeitung, Siedlungen und Straßensysteme, Landwirtschaft und Gartenbau, Klärschlämme, Verbren- nung fossiler Energieträger, häusliche und gewerbliche Abfälle, Industrie, menschliche Ausscheidungen, Feuer, Altlasten, Sportschießen, Jagd und Fischfang, Krieg und Manöver genannt.
43 Tab. 3.1: Untersuchungen zur Geochemie an unterschiedlichen Geoarchiven
Die Emissionen aus Bergbau und Verhüttungsprozessen bedingten selbst in der mittleren Troposphäre der Arktik signifikante Kontaminationen. Das führte dazu, dass bereits zwischen 2500 bis 1700 Jahren vor heute (500 v.Chr. bis 300 n.Chr.) die Bleikonzentrationen im grönländischen Inlandeis viermal größer waren als die natürlichen Hintergrundgehalte. Mit dem Zerfall des Römischen Reiches nahm die Bleiproduktion und damit die Emission rapide ab, sank auf ein Minimum von nur ein paar tausend Tonnen pro Jahr (Produktion) während des Frühmittelalters, bevor sie ab AD 1000 mit der Entdeckung von Blei und Silbermienen in Mitteleuropa wieder zunahm (HONG et al. 1994), zum Ende des 17./Anfang des 18. Jahrhunderts mit zunehmender Stärke und räumlicher Verteilung (NRIAGU 1990a,b). Im Laufe der industriellen Revolution bis zu den 30er Jahren des 20. Jahrhunderts stiegen die Gehalte auf das 150-fache des natürlichen Wertes. Etwa ab der Mitte des 20. Jahrhunderts führte die Verbrennung bleihaltiger Kraftstoffe zu einer Erhöhung der natürlichen Gehalte auf das 500-fache (GOLDENBERG 1993). Entsprechendes läßt sich in schwedischen Seesedimenten (RENBERG et al. 1994) und in Hochmooren (KEMPTER 1996, KEMPTER et al. 1997) nachweisen. Nach PURVES (in KABATA-PENDIAS & PENDIAS 1992) ist es möglich, die meisten Böden auf der Basis ihres Gehalts einiger Spurenmetalle als städtisch (urban) oder ländlich (rural) anzusprechen. Zur Analyse der geochemischen Zusammensetzung der Sedimente wurden 10 g der Fraktion < 2 mm (entsprechend HINDEL & FLEIGE 1991) wurden in einer Achatkugelmühle etwa 1,5 h gemahlen. Aus 1,0000 +/- 0,0002 g des homogenisierten Materials und 1,5000 +/- 0,0002 g Linterspulver (Zellulose) als Matrix wurden Pulverpresslinge hergestellt. Diese wurden in einem SIEMENS SRS 303 AS mittels energiedispersiver Röntgenfluoreszenz-Analyse auf den Gehalt an Haupt- (Si, Fe, Al, Mn, Ca, Na, K, Mg, P, Ti) und Spurenelementen (Zn, Ni, Pb und Cu) untersucht. Die Angabe der Hauptelemente erfolgt in Oxidform und Gew.-%, die der Spurenelemente in mg/kg (ppm). Die Nachweisgrenze der in die eigentlichen Untersuchungen aufgenommenen Elemente Ni, Cu, Zn und Pb liegen bei 1 mg/kg (Ni), 3 mg/kg (Cu) und 5 mg/kg (Zn und Pb). In der Nähe der Nachweisgrenzen ist jedoch mit einem Fehler von mindestens 100 % zu rechnen (mündl. Mitt. Dr. J. WANNEMACHER, Saarbrücken).
44 Zur Analyse der Spurenelemente sind Pulverpresslinge besonders geeignet, da die Spurenelemente bei der Erstellung von Schmelztabletten bei ~1000-1100 °C (je nach Schmelzmittel) teilweise verdampfen würden und nicht vollständig analysiert werden könnten. Dass die Gehalte der Hauptelemente in der Summe dabei z.T. deutlich unter 100 % bleiben, ist mit dem Anteil leicht flüchtiger Bestandteile in der Probe zu erklären, die bei der Herstellung der Pulverpresslinge im Gegensatz zur Herstellung von Schmelztabletten nicht verdampfen. Die Differenz der Gesamtsummen zu 100 % wurde über die Ermittlung des Glühverlustes (LOI, s.u.) kontrolliert. Da bei der Analyse der Hauptelementgehalte keine einzelnen Elemente, sondern nur Verhältnisse zwischen verschiedenen Elementen betrachtet werden, die den Verhältniswerten aus Schmelztabletten-Analysen entsprechen, ist es hier nicht notwendig, über die Schmelzaufschlüsse absolute Gesamtgehalte der Hauptelemente zu ermitteln. Zur Bewertung der Schwermetallgehalte wurden Werte für den geogenen Hintergrund nach HINDEL & FLEIGE (1991), Orientierungswerte nach KLOKE (1980) und Grenzwerte nach der BBodSchV (1999) sowie der AbfKlärV (1992) herangezogen (Tab. 3.2, 3.3, 3.4). Mit Ausnahme von Cu sind nach Untersuchungen von RUPPERT (1987) die Gehalte aller Schwermetalle im Königswasseraufschluss nahezu identisch mit dem Totalaufschluss, für Cu wurden mit dem Königswasseraufschluss etwa 20-50 % niedrigere Gehalte ermittelt als mit dem Totalaufschluss. Nach (GERLACH et al. 1992) steht allerdings der Beweis aus, dass es sich bei den Orientierungswerten für tolerierbare Gesamtgehalte nach KLOKE (1980), deren Basis die Voraussetzung ist, dass die bundes- und weltweit in der Hauptsache angetroffenen Schwermetallgehalte in Böden - exklusiv der extrem hohen Gehalte - in der Regel tolerierbar sind, auch um die natürliche, geogene Schwermetallverteilung handelt.
Tab.3.2: Geogene Grundgehalte ausgewählter Elemente (nach HINDEL& FLEIGE 1991, S. 48-50), Messmethode: RFA, (*): AAS; x: geometrisches Mittel, s: Standard- abweichung der Zehnerlogarithmen der Elementkonzentrationen, VG: Vertrauens- grenzen (untere und obere Grenze) der Mittelwerte für eine Sicherheitsschwelle von 95 %
45 Tab. 3.3: Tolerierbare Orientierungswerte und Grenzwerte (mg/kg) von Schwermetallen in Böden
Tab. 3.4: Vorsorgewerte der BBodSchV (1999) nach Bodenart, analysiert mit Königswasseraufschluss in mg/kg Trockenmasse
Zu beachten sind bei der Interpretation jedoch die Eigenschafen des Bodens, die das Verhalten von Schwermetallen beeinflussen. Dazu gehören Bodenart und Bodentyp, Organische Substanz, pedogene Eisen- und Manganoxide bzw. -hydroxide (Mitfällung und Einschluss führen durch Okklusion zu pedogener Immobilisation), pH-Wert (beginnende Mobilisierung verschiedener Metalle: Zn: pH 6, Ni: pH 5,5, Cu: pH 4,5, Pb: pH 4) (KUNTZE et al. 1991, KABATA-PENDIAS & PENDIAS 1992, DÜRETH-JONECK 1993, SCHENK et al. 1993, BRÜCK 1997). Generell führt ein hoher Gehalt an Tonmineralen, Oxiden und hochmolekularer organischer Substanz bei hohem pH und oxischen Bedingungen zu einer Schwermetall- fixierung. Dagegen führen hohe Konzentrationen niedermolekularer löslicher organischer Substanzen (bei hohen pH-Werten), niedrige pH-Werte und reduzierende Bedingungen (bei Abwesenheit von Sulfiden) zu einer Mobilisierung (DÜRETH-JONECK 1993).
LOI (loss on ignition, Glühverlust)
1 g Probenmaterial wurde 24 Stunden (bis zur Gewichtskonstanz) bei 105 °C im Trockenschrank getrocknet, anschließend 24 Stunden (bis zur Gewichtskonstanz) bei 1050 °C im Muffelofen geglüht, um den Gehalt an leichtflüchtigen, mittels RFA nicht gemessener Stoffe zu ermitteln. pH-Wert
10 g des auf 2 mm abgesiebten luftgetrockneten Probenmaterials wurden zur Ermittlung der aktuellen
Acidität mit 25 ml H2Odest versetzt und 2 Stunden unter gelegentlichem Umrühren stehen gelassen. Anschließend wurde der pH-Wert mit einer geeichten Glaselektrode und einem pH-Meter E 512 (Metrohm Herisau) gemessen. Nach 24 Stunden erfolgte eine Kontrollmessung. Die beiden Werte wurden gemittelt. Der pH-Wert liefert notwendige Informationen über das Verhalten von Elementen und Verbindungen, v.a. deren Mobilität und Löslichkeit.
Kohlenstoffgehalt
An 200 mg des homogenisierten Probenmaterials wurde der Kohlenstoffgehalt gemessen, um Gehalte organischen Kohlenstoffs fossiler Böden quantifizieren zu können und den Einfluss auf die Schwermetall- konzentrationen abschätzen zu können.
46 Der Gehalt an organischem und anorganischem Kohlenstoff wurde an einem LECO-Infrarotspektrometer (RC-412 Carbon Analyzer) bestimmt, bei dem die bei der Verbrennung im Sauerstoffstrom freigesetzten
Kohlenstoffatome als CO2 infrarotspektrometrisch gemessen werden. Dabei wurde in einem ersten Verbrennungsgang im Temperaturbereich von 200 °C bis 550 °C der organisch gebundene Kohlenstoff (TOC), in einem zweiten von 550 ° bis 1050 °C der anorganische Kohlenstoff (TIC) bestimmt.
Feo-Fed
Pedogene Eisenoxide gehören zu den typischen Verwitterungsneubildungen aus Fe-haltigen Silikaten. An ausgewählten Proben wurde eine Bestimmung pedogener Eisenoxide durchgeführt: Die Bestimmung der oxalatlöslichen Oxide (Feo, wasserreiche, röntgenamorphe, „aktive“ Fe-Verbindun- gen) sowie die Bestimmung der pedogenen, dithionitlöslichen Oxide (Fed, kristallisiertes pedogen gebildetes Eisen) erfolgte nach SCHLICHTING et al. (1995). Es erfolgte eine Berechnung der prozentualen Anteile der amorphen pedogenen Fe-Oxide (Feo), der kristallinen pedogenen Fe-Oxide (Fed-Feo, MCKEAGUE et al. 1971) und des mineralisch, beispielsweise in silikatischen Verbindungen gebundenen Eisens (Fet-Fed).
Die Berechnung des Quotienten Feo/Fed (SCHWERTMANN 1964) erfolgte zur Bestimmung des Aktivitätsgrades der pedogenen Eisenoxide. Hohe Werte zeigen aktive Bodenbildungsprozesse an, niedrige Werte sprechen für ein Überwiegen der Anteile gut kristalliner („älterer“) Fe-Oxide. Beachtet werden muß, dass bei ganzjährigem Wasserdargebot auch eine Rückverwitterung kristalliner Eisenoxide in amorphe
Eisenoxide möglich ist. Die Beziehung zwischen pedogenem Eisen (Fed) und den Fe2O3-Gesamtgehalten
(Fet) wurde berechnet, um relative Altersbestimmungen vornehmen zu können (SCHRÖDER 1983b).
3.2.3 Mineralogische Untersuchungen
Tonminerale
Die geochemische Analyse auf Haupt- und Spurenelemente allein lässt keine direkten Aussagen über die Mineralzusammensetzung einer Probe zu. Um Veränderungen im Mineralgehalt innerhalb einzelner Profile zu erkennen, wurden an ausgewählten Proben die Tonminerale bestimmt, die Informationen über die Herkunft des Materials liefern können und als Verwitterungsneubildungen sensible Anzeiger boden- ökologischer Verhältnisse sind und z. B. die unterschiedlichen Verwitterungsprozesse seit der Sedimen- tation widerspiegeln (LOWE & WALKER 1997). Die abgeschlämmte Tonfraktion der ausgewählten Proben wurden von Carbonaten (mittels 10-%iger HCl, ohne den pH-Wert unter 4,5 sinken zu lassen), von organischer Substanz (mittels H2O2) sowie von Eisenoxiden (mittels Na-Dithionit-Citrat-Extraktion) befreit. Anschließend wurden die Tone mit Ca2+ belegt und auf Glasobjektträgern orientierten. Jedes Texturpräparat wurde dreifach geröntgt: in luftgetrock- netem Zustand, mit Ethylenglykol bedampft und bei 550 °C getempert. Die Messungen erfolgten mit einem SIEMENS-Röntgendiffraktometer D 500 über einen Winkelbereich von 2 = 2° - 35° mit einer Cu-Kathode (WL = 1,5406 Å). Die Bestimmung der Tonminerale erfolgte qualitativ nach MOORE & REYNOLDS (1989) am Diffraktogramm bis 20 2 , in dem die zur Bestimmung notwendigen Basisreflexe 00l auftreten.
47 3.3 WEITERE ANALYSEN
Datierungen
Aus verschiedenen Schichten der Schwemmfächer und der weiteren Aufschlüsse wurden Holzkohlen geborgen, die datiert werden konnten. Die Datierungen erfolgte nach der Radiocarbon-Methode (14C) und wurde am Leibnitz-Labor für Altersbestimmung und Isotopenforschung in Kiel (Prof. P. GROOTES) durchgeführt. Da die Proben nur wenig datierbares Material enthielten, erfolgte die Datierung mittels AMS an Holzkohle-Sammelproben. Die Altersangaben erfolgen in cal BC und cal AD unter Angabe der einfachen Standardabweichung (1σ range), die vollständigen Analyseergebnisse sind im Anhang 2 zusammengestellt. Das „Conventional age” ist gemäß STUIVER & POLACH (1977) definiert. Die Übersetzung in das „Calibrated age” erfolgte mit „CALIB rev 4.3” (Datensatz 2), STUIVER et al. (1998). Datierungen an archäologischen Funden wurden freundlicherweise von Dr. H. LÖHR vom Rheinischen Landesmuseum Trier durchgeführt.
Mollusken
Die Analysen der Molluskengesellschaft, die in einigen Profilen z. T. in Form von Schalenbruch, z. T. als vollständig erhaltene Exemplare zu finden waren, wurden durch Dr. R. MEYRICK, Senckenberg- Institut, Forschungsstation für Quartärpaläontologie, Weimar durchgeführt und können mit weiteren bekannten Abfolgen aus der Region in Beziehung gebracht werden (MEYRICK 2001).
3.4 BERECHNUNGEN
3.4.1 Berechnung von Verwitterungsindizes und Anreicherungsfaktoren
Nach BIRKELAND (1974) ist die chemische Analyse der am häufigsten genutzte Weg, den Verwitterungsgrad eines Gesteins zu bestimmen. Minerale, die gegen Verwitterung resistent sind, sind häufig in Böden anzutreffen, während Minerale, die schnell verwittern nur in jungen Böden vorkommen. Bei der Verwitterung werden lösliche Kationen mit einem Ionenpotential < 3 (K+: 0,75, Na+: 1,0, Ca2+: 2,0, 2+ Mg :3,0) ausgewaschen, während andere im Boden verbleiben (BOWEN 1979). Da z. B. Al2O3 häufig in Tonmineralen gebunden und aufgrund seines Ionenpotentials > 3 (Al3+: 5,9) unter pH-Bedingungen zwischen 4 und 10 relativ unlösliche Hydroxide bildet, ändert sich der Al2O3-Gehalt während der Verwitterung kaum und kann als konstant angenommen werden. Als Verwitterungsindex wurde deshalb das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 ausgewählt. Hohe Verhältniswerte bedeuten geringe Verwitterung, geringe Werte starke Verwitterung. Als problematisch erwiesen sich die in manchen Profilschichten vorhandenen Mollusken sowie Kalktuffe, die den CaO-Gehalt erhöhten. Über das Verhältnis von Eisen zu Mangan (Fe2O3/MnO) lassen sich nach MACKERETH (1966) Aussagen über die Redoxverhältnisse in einem Einzugsgebiet bzw. in den korrelaten Sedimenten der Erosion treffen, da Mangan leichter reduzierbar sowie schwerer oxidierbar ist als Eisen und somit im reduzierenden Milieu mobiler ist. Zur Berechnung der Anreicherungsfaktoren der Schwermetalle Ni, Cu, Zn und Pb in den Schichten wurden der Quotient aus den maximalen Elementkonzentrationen und nicht belasteten minimalen Gehalten
48 innerhalb eines Profils gebildet (ZOLITSCHKA & LÖHR 1999). Diese wurden klassifiziert, da auch bei Gehalten, die die Nachweisgrenze um das 3- bis 4-fache überschreiten, noch mit Fehlern zu rechnen ist. So wurden Anreicherungsfaktoren > 2 als gesichert, Faktoren zwischen 1,5 und 2 als wahrscheinlich und Faktoren < 1,5 als nicht gesichert angesehen.
3.4.2 Statistische Berechnungen
Korrelationsberechnungen
Die Korrelationskoeffizienten zwischen den Variablen Ni, Cu, Zn, Pb, TOC, TIC, pH, Sandfraktion,
Siltfraktion, Tonfraktion, (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 und Fe2O3/MnO wurden mit dem Statistik- programmpaket SPSS (v. 11.0.1) berechnet und als r angegeben, um positive und negative Korrelationen zeigen zu können. Auf die Berechnung von Korrelationen zwischen Variablen, die einem geschlossenen Datensatz entstammen - bei denen also die Summe aller am Individuum gemessenen Variablen 100 % ergibt - wurde nach DAVIS (1986, S. 42 ff) verzichtet: Hierzu zählen Korrelationen zwischen den Spurenele- menten, Korrelationen zwischen TOC und TIC sowie Korrelationen zwischen den Korngrößenklassen. Korrelationen mit nicht an allen Proben analysierten Variablen (z. B. Korngrößen) wurden nur für die Proben durchgeführt, für die Daten vorlagen. Signifikanztests für die ermittelten Korrelationskoeffizienten wurden für die Signifikanzniveaus α=0,05 und α=0,01 durchgeführt.
Berechnung von Konfidenzintervallen
Die Analysedaten wurden profilweise graphisch dargestellt und beschrieben. Sichtbare und vermutete Sprünge innerhalb eines Variablenverlaufes mit der Tiefe wurden für alle Variablen eines Profils aufgrund des geringen Datenumfangs mit Hilfe von Konfidenzintervallen auf Signifikanz getestet (α=0,05 und α=0,01).
Korngrößenstatistik
Aus den kumulierten Kornsummenkurven wurden die für die Korngrößenstatistik notwendigen Φ Φ Φ Φ Φ Perzentilwerte ( 5, 16, 50, 84, 95) abgegriffen, um Median (Md), Mittelwert (x), Sortierung (So) und Schiefe (Sk) der Korngrößenverteilung berechnen zu können. Die Umrechnung zwischen der im deutsch- sprachigen Raum üblichen logarithmischen (DIN 4022) und der im englischsprachigen Raum üblichen Φ Φ linearen Form ( -Einheiten) erfolgt nach der Formel = -log2(mm). Die Berechnung der statistischen Parameter erfolgte nach folgenden Formeln (TUCKER 1985):
So und Sk wurden nach Tab. 3.5 klassifiziert.
49 Tab. 3.5: Klassifizierung von Sor- tierung (So) und Schiefe (Sk) (TUCKER 1996, S.72)
3.5 GIS
Um die Prozesse zu verstehen, die zur Bildung der Schwemmfächer führten, müssen die Erosions- und Akkumulationsprozesse im Einzugsgebiet des Schwemmfächers erfasst werden. Hierzu wurden verschie- dene Parameter in das geographische Informationssystem ArcView (ESRI) eingespeist bzw. sekundär errechnet: - Geologie* - Bodenart des Oberbodens* - Morphometrische Parameter, die aus dem DGM mit 20 m Rasterauflösung errechnet wurden (Hangneigung, Exposition, Längs- und Lateralkrümmung, Längs- und Querprofile) (*) - Vegetation/Landnutzung Die Erodierbarkeit der Bodenarten des Oberbodens, die aus den Ergebnissen der Bodenschätzung resultieren, ist nach HAAS et al. (1997) wie in Tab. 3.6 dargestellt angegeben. ROTHHAAR (1987) gibt eine näherungsweise Gegenüberstellung der Bodenarten der Boden- schätzung mit den Bodenarten der Arbeitsgruppe Bodenkunde (1982). Um die Veränderung der die Erosionsprozesse steuernden Vegetation zu erfassen, wurde die Landnutzung für verschiedene Zeitscheiben aufgenommen: die heutige Landnutzung wurde im Gelände kartiert und anschließend digitalisiert, die Landnutzung des frühen 19. Jahrhunderts (1801-1828) und des späten 18. Jahrhunderts (1770-1778) wurde aus historischen Karten digitalisiert. Für weiter zurück-
Tab. 3.6: Erodierbarkeit der Bodenarten (HAAS et al. 1997, verändert)
*/(*): Daten/Rohdaten wurden durch die Struktur- und Genehmigungsdirektion Nord/das Landes- vermessungsamt Rheinland-Pfalz zur Verfügung gestellt (©Land Rheinland-Pfalz, Struktur- und Genehmigungsdirektion Nord (obere Landespflegebehörde)/Geobasisdaten, ©Landesvermessungsamtes Rheinland-Pfalz 06.10.2000; Az.: 26722-1.11)
50 reichende Zeitscheiben wurde die Landnutzung über das Fundstellenkataster des Rheinischen Landesmu- seums Trier (SCHÜTT et al. 2002) abgeschätzt, das sämtliche georeferenzierbaren, im Rheinischen Landesmuseum Trier archivierten, archäologische Fundstellen der Region Trier beinhaltet. Der Einfluss des Klimafaktors auf die Schwemmfächerbildung ist regional zeitlich-kontinuierlich sehr schwierig zu fassen. Für die letzten 200 Jahre liegen Instrumentenmessdaten vor (GROSS 2000), desweiteren kann auf dendroklimatologische und sonstige Proxydaten zurückgegriffen werden (LÖHR & NEYSES 2002), die für die Region vorliegen. Die großen Züge des klimatischen Einflusses können jedoch nur über die allgemeine Klimaentwicklung Mitteleuropas abgeschätzt werden (vgl. Kap. 2.2.2).
3.5.1 Erfassung historischer Karten
Das ehemalige Saardepartement, zu dem die Arbeitsgebiete gehören, wurde in den Jahren 1803-1813 unter der Leitung des französischen Oberst Tranchot durch französische Ingenieurgeographen und zwischen 1816-1820 unter Generalmajor Frhr. von Müffling durch preußische Offiziere zu militärischen Zwecken kartiert (Ergänzungsblätter 1826-1828). Diese Karten sind als “Kartenaufnahme der Rheinlande durch Tranchot und v. Müffling 1801-1828” als Faksimile-Neudruck veröffentlicht (SCHMIDT 1973, MÜLLER-MINY 1975). Der äußerste westliche Teil der Region Trier, zu dieser Zeit zu den österreichischen Niederlanden gehörend, ist desweiteren auf der “Carte chorographique des Pays-Bas Autrichiens“ dargestellt, die unter Graf Ferraris von 1770-1778 aufgenommen wurde.
Georeferenzierung
Um die in den Karten dargestellte Landnutzung zu digitalisieren mussten die Karten zunächst georeferenziert werden. Dies geschah auf der Grundlage ganzer Kartenblätter, die im Maßstab 1:25000 vorliegen (ursprüngliche Maßstäbe 1:20000 (Rheinlande) bzw. 1:11520 (Pays-Bas Autrichiens) (SCHMIDT 1973)), da innerhalb eines Einzugsgebietes nicht ausreichend viele Passpunkte - heute noch auf Karten eindeutig zu ortende Punkte - gesetzt werden konnten. Pro Kartenblatt wurden etwa 30 Ground Control Points (GCP) gesetzt. Die Entzerrung erfolgte mittels einer Bild-zu-Bild-Entzerrung in ArcView (ESRI). Eine affine Transformation gleicht die bei der Kartenaufnahme gemachten Fehler für die gegebene Fragestellung ausrechend aus. Bei einer GCP-Anzahl von 25 – 30 pro Kartenblatt ergeben sich für die durch
Tranchot/v. Müffling kartierten Karten RMStotal-Fehler von etwa 30 m (Fisch, Gaugracht, Euren, Kenn) bzw. etwa 70 m (Rehlingen; dies ist darin begründet, dass auf dieser Karte das westlich der Mosel gelegene Luxemburg nicht kartiert wurde). Die unter Ferraris kartierte Karte enthält Lagefehler von etwa 100 m.
Digitalisierung
Die Landnutzung der historischen Karten wurde nach den in den Legenden der Karten angegebenen Typen digitalisiert, und jedem Polygon-Shape die entsprechende Klasse als Attribut zugewiesen. Die vorkommenden Klassen sind: Acker, Obstacker, hofnahe Wiesen und Weiden, Wiesen und Weiden, Wein, Gärten, Brachland, Buschwerk, Heide und Wald. Zusätzlich wurde die Klasse Böschung eingeführt, um steile Hangbereiche, die keiner Nutzung unterlagen oder mit Rutschungssignaturen gekennzeichnet sind, darstellen zu können. Hofnahe Wiesen und Weiden sowie die zugehörigen Orte oder Einzelhöfe wurden unter der Klasse Siedlung und Gärten zusammengefasst. Da weder auf der „Kartenaufnahme der Rheinlande“ noch auf der „Carte chorographique des Pays-Bas Autrichiens“ Isohypsen dargestellt sind (der Reliefeindruck ergibt sich über Schraffur und Schummerung),
51 ergaben sich Probleme, für jede Karte die genaue Lage der Wasserscheide zu ermitteln. Als Grundlage wurden deshalb die aus der aktuellen topographischen Karte ermittelten Einzugsgebietsgrenzen für alle Karten gewählt. Aus den Flächen der Polygone wurden die Flächenanteile der Landnutzungsklassen pro Einzugsgebiet berechnet.
3.5.2 Erfassung archäologischer Quellen
Für weiter zurückliegende Zeitscheiben liegen keine flächenhaften Informationen über die Landnutzung vor. Um die Landnutzung über die Besiedlungsdichte abzuschätzen zu können, wurden die im Fundstellen- kataster des Rheinischen Landesmuseums Trier (SCHÜTT et al. 2002) verorteten Punke zur Abschätzung der Landnutzung herangezogen. Die Punkte wurden nicht nur für das Einzugsgebiet dargestellt, sondern für eine 1 km breite Pufferzone um das Einzugsgebiet herum, so daß auch die hypothetischen Wirtschafts- zonen von Siedlungen erfasst werden, die selber außerhalb des eigentlichen Einzugsgebietes liegen. Für eine Wirtschaftseinheit wurde bei römischen Fundstellen eine Fläche von etwa 50 ha Fundstellen angenommen. Die im Fundstellenkataster enthaltenen Zeitscheiben umfassen die Vorgeschichte (bislang nur teilweise weiter differenziert), die Römerzeit, das Mittelalter (teilweise ist die fränkische Zeit extra ausgegliedert) und die Neuzeit. Hierbei muss beachtet werden, dass besonders mittelalterliche und neuzeitliche Siedlungen aufgrund des Fortbestehens bis in heutige Zeit häufig nicht als archäologische Fundstelle in Erscheinung treten (SCHÜTT et al. 2002).
3.6 ERFASSUNG WEITERER HISTORISCHEN QUELLEN
Aus Ortschroniken, die für wenige Orte in oder in der Nähe der bearbeiteten Einzugsgebiete vorliegen, wurden weitere Informationen über Landnutzungsänderungen sowie Flurnamen und ihre Interpretation gewonnen. FISCH (1960) gibt einschränkend zu bedenken, dass die preußischen Katasterbeamte, als sie die Flurnamen um 1820 ins Hochdeutsche übertrugen, aufgrund der Unkenntnis von Volkssprache und Volkscharakter „mancherlei Unfug“ angerichtet hätten. Über Bedeutung und Existenzdauer bestimmter Flur- und Siedlungsnamen informiert JUNGANDREAS (1962).
52 4 DER NATURRAUM
4.1 LAGE UND ABGRENZUNG
Das Untersuchungsgebiet liegt im südwestlichen Teil des bis 1999 als administrative Einheit bestehenden Regierungsbezirkes Trier. Die untersuchten Einzugsgebiete haben Anteile an den natur- räumlichen Untereinheiten Mosel-Saar-Gau sowie den südlichen Teilen des Bitburger Gutlandes (261: Gutland), dem Unteren Saartal sowie dem Südwestteil des Mittleren Moseltales (25: Moseltal) und dem Saar-Ruwer-Hunsrück (24: Hunsrück) (MEYNEN & SCHMIDTHÜSEN 1962) (Abb. 4.1).
Abb. 4.1: Die naturräumlichen EInheiten und Untereinheiten im ehemaligen Regierungsbezirk Trier (dunkelgrau), : Untersuchungsgebiete (1: Rehlingen, 2: Fisch, 3: Tawern, 4: Gaugracht, 5: Euren, 6: Gillenbach, 7: Karthäuserfeld, 8: Brauerei, 9: Laeis-Bucher- Gelände, 10: Kenn)
4.2 GEOLOGIE
Die Region Trier lässt sich geologisch-petrographisch in zwei Bereiche gliedern: Zum einen der Bereich des Rheinischen Schiefergebirges (Eifel & Hunsrück) aus zumeist gefalteten paläozoischen Sedimenten und den Bereich der Trier-Bitburger Mulde aus mesozoischen Sedimenten, die dem paläozoischen Grundgebirge auflagern (vgl. Abb. 4.2). Die silikatisch-klastischen Sedimente des Paläozoikums (milde bis schwach sandige Tonschiefer, in Teilen auch Quarzit) kamen während des Unter- und Mitteldevons (v. a. Siegen- und Unteremsstufe) in der Geosynklinale zwischen dem kaledonischen Old-Red Kontinent im Norden und der Mitteldeutschen Schwelle im Süden zur Ablagerung (NEGENDANK 1983). Sie wurden im Karbon in Folge der variszischen Orogenese unter niedriggradig metamorphen Bedingungen gefaltet und geschiefert. Über diesem Grundgebirge liegen in flacher, zur Mulde einfallender Lagerung die mesozoischen Sedimente, an der Basis vertreten durch die Sedimente des mittleren (sm) und oberen Buntsandsteins (so), die unter kontinentalen Bedingungen in Form von fluviatilen Ablagerungen, Überflutungsabsätzen sowie Dünen abgelagert wurden (MEYER 1994). Zu Beginn des Muschelkalks ingredierte allmählich ein flaches Meer von SE zwischen dem London- Brabanter Massiv und Rheinischer Masse über die Eifeler Nord-Süd Zone (MEYER 1994). Während die
53 Abb. 4.2: Geologie des Untersuchungsraumes (WALTER 1995, S. 339)
Sedimente des unteren Muschelkalk (mu) als sandige Randfazies ausgebildet sind, zeigt die gleichmäßige Fazies des mittleren Muschelkalks (mm) mit Mergeln und Eindampfungserscheinungen eine weitere Ausdehnung des Meeres. In der Zeit des oberen Muschelkalks (mo) bestanden die geringsten festländischen Einflüsse der gesamten Trias; die Dolomite des Hauptmuschelkalkes zeigen Flachwasserbildungen an, die zu den Verlandungserscheinungen des Keupers überleiten. Die Zeit des Keuper ist wieder festländisch beeinflusst: Deltaschüttungen füllen das flache Muschelkalkmeer auf, es entwickeln sich Sümpfe und Wälder. Die Sedimente des unteren Keuper (ku) sind noch karbonatisch ausgebildet, den mittleren Keuper (km) kennzeichnet eine salinare Fazies. Während des oberen Keupers (ko, Rhät) weitete sich der Ablagerungsraum durch eustatischen Meeresspiegelanstieg und regionale Absenkung (WALTER 1995) nach Westen aus, wodurch sich der Übergang zu den vollmarinen Verhältnissen des Lias volzog. In dieser Zeit wurden Tone und Sande abgelagert (WALTER 1995). Die während des Rhät einsetzenden Überflu- tungen erfolgten aus dem Bereich des Pariser Beckens und von einem nordwestlichen Becken weit über die Muschelkalktransgression (WALTER 1995) hinaus: die Region befand sich nun im Bereich des zur Tethys gehörenden Schelfmeeres (NEGENDANK 1983). In der Trier-Bitburger Mulde sind nur die untersten Teile des Jura (Lias 1-3) als Muldenfüllung vertreten: Während des li1 sedimentierten dunkle Tonen, Mergel und bituminöse Kalke, während des li2 kam der Luxemburger Sandstein, ein aus NNE geschütteter Sandstein- körper zwischen Strand- und Schelfbereich zur Ablagerung. Die Sedimente des li3 besteht aus schwarzen Mergeln und Kalken; Jüngere Ablagerungen sind hier der Erosion anheimgefallen (NEGENDANK 1983), sie stehen heute noch in Südluxemburg an. Die tektonische Entwicklung im Meso- und Känozioikum war durch tektonische Bruchbildung geprägt (NEUGEBAUER et al. 1983 in FUCHS et al. 1983). Im Eozän (MEYER 1994) begann die flache Scholle langsam aufzusteigen. Durch das Einbrechen der Niederrheinischen Bucht und des Neuwieder Beckens (im Eozän und Oligozän, WALTER 1995) schnitten sich Bäche und Flüsse ein und die weiche tonige Verwitterungsrinde, die sich im höheren Jura und der Kreide bis zum Oligozän durch intensive tiefgründige Verwitterung gebildet hatte, wurde von dem aufsteigenden Gebirge abtragen. Die Mosel ist seit dem Untermiozän etwa in gleicher Lage wie heute vorhanden (MEYER 1994). Durch die relativ starke Hebung der Rheinischen Masse während des Quartärs und das phasenhafte Einschneiden der Täler während der quartären Warmzeiten kam es zur Ausbildung von Flussterrassen. Die ältesten Untersuchungen über die Qartärablagerungen der Moselabschnitte stammen von GREBE (1880
54 a,b), DIETRICH (1910) und LEPPLA (1911), Untersuchungen durch KREMER (1954), MÜLLER (1984b, 1989) u. a. folgten. Auch die Nebenflüssen der Mosel wurden in diese Untersuchungen zur Terrassenstratigraphie einbezogen. An kalkreichen Gewässern finden sich Kalktuffe, deren Bildung v,a. während des frühen und mittleren Holozäns, teilweise schon im Spätglazial stattfand (MEYRICK 1998). Im mittleren Holozän kam es zu einer starken Abnahme dieser Kalktuffbildung (late-holocene tufa decline), die u. a. mit Rodungen durch die ersten Ackerbauern in Verbindung gebracht wird (GOUDIE et al. 1993). Reduziertes Tuffwachstum ist allgemein jedoch bis in geschichtliche Zeit nachgewiesen, die heutigen Kalktuffbildungen sind im wesentlichen auf Quellaustritte in Hanglangen beschränkt (JERZ 1983).
4.3 RELIEF
Die geomorphologische Großgliederung des Raumes lehnt sich eng an den geologischen Bau an. Durch die jungtertiären und quartären Hebungen differenzierte sich im Bereich der devonischen Ablagerungen eine Rumpfflächenlandschaft heraus, im Bereich der mesozoischen Sedimente hat sich aufgrund des Wechsels von morphologisch harten und weichen Gesteinen eine Schichtstufenlandschaft entwickelt (RICHTER 1984) (vgl. Abb. 4.3). Die ältere, vermutlich präoligozäne (SCHRÖDER-LANZ 1984) Rumpffläche (R2) liegt etwa 600 m ü. NN (MEYER 1994). Sie wird nur von einigen Härtlingsrücken und Vulkankuppen überragt. Die Härtlingsrücken (Schwarzwälder und Osburger Hochwald, Idarwald) streichen SW-NE und kammern die Hochfläche. Die jüngeren Rumpfflächen (R1) liegen etwa 500 m ü. NN, variieren in ihren Vertikalabständen jedoch um 100- 150 m. Sie bilden den größten Teil des Eifelgebietes, in dem die Täler noch nicht stark eingetieft sind, sondern im Bereich der Wasserscheiden in breiten Mulden auslaufen. Erst die nächsttiefere Flächeneinheit, die Trogflächen der Moseleifel und des Saar-Ruwer-Hunsrücks, die durch die 300 und 450 m Isohypse abgegrenzt werden, sind durch tief eingeschnittene Seitentäler in Riedel und Rücken zerlegt, die von schneller Eintiefung zeugen (MEYNEN & SCHMIDTHÜSEN 1962). Diese Flächen sind in gleicher Höhenlage sowohl im Stufenland als auch im Schiefergebirge ausgebildet. Schichtstufen bilden sich im Übergang von den devonischen zu den triassischen Sedimenten dort, wo der Buntsandsteinrand von Tälern unterschnitten
Abb. 4.3: Schematischer Schnitt durch das Trier-Bitburger Mesozoikum (nicht maßstäblich) (NEGENDANK 1983, S. 100)
55 Tab. 4.1: Gliederung der Fluß- terrassen im Moselgebiet nach MÜLLER (1976)
wurde. Schichtstufen und Schichtlinienstufen entlang von Bruchlinien gliedern diese Hochfläche ebenso wie breite Rücken und Hügellandschaften zwischen den tief eingeschnittenen Seitentälern von Mosel, Saar, Kyll und Sauer. Während die Bildung der Flächen vornehmlich während des Tertiärs stattfand, ist das Quartär durch das Vorherrschen fluvialer Prozesse und Hebung gekennzeichnet, die an der unteren Mosel seit dem Ende des Tertiärs insgesamt etwa 200 m betrug (ANDRES 1989). Als Reaktion auf diese Hebung, besonders während der letzten 500.000 Jahre (nach der Bildung der Hauptterrassen) schnitten sich die großen Täler tief ein. War die Region vor der jungen heftigen Aufstiegsphase ein relativ flaches Hügelland mit breiten flachen Tälern (MEYER 1994), kam es durch die Hebung der Rheinischen Masse und das phasenhafte Einschneiden der Täler zur Ausbildung einer Terrassentreppe, die MÜLLER (1976) wie in Tabelle 4.1 dargestellt gliedert. Aufgrund ihrer weiten Ausdehnung werden die frühquartären Terrassen als Hauptterrassen (HT) bezeichnet. Sie unterscheiden sich von den pliozänen Terrassen (HöT) neben der Höhenlage durch eine differenzierte lithologische Zusammensetzung und stärkere Variation der Schwerminerale. Die Täler unterhalb der Hauptterrassen sind meist sehr schmal; Die Mittelterrassen liegen häufig an den Talhängen, und sind meist in Form von Felsterrassen oder Hangverebnungen ausgebildet. In den der Mosel tributären Tälern sind Terrassen gewöhnlich nur im Unterlauf ausgebildet; Talaufwärts werden zuerst die Mittel- terrassen, dann die Hauptterrasse in den Talboden integriert (ANDRES 1989). Während die plio- und frühen pleistozänen Terrassen in den großen Tälern etwa konstante Höhenlagen haben, folgt das Gefälle der Mittel- und Niederterrassen dem Gefälle des heutigen Flusses (ANDRES 1989). In der Trierer Talweite konnten DÖRFLER et al. (1998) jüngst eine Dreiteilung der Niederterrasse nachweisen.
4.4 KLIMA
Die Region Trier befindet sich nach MÜLLER (1984a) in einem maritim-kontinentalen Übergangs- bereich. Eifel und den Hunsrück sind durch ein ausgeprägt atlantisches, feucht-kühles Mittelgebirgsklima geprägt, während das Stufenland und die Trogflächen etwas wärmer und trockener sind. Das Moseltal bildet eine Wärmegasse mit kontinentalem Einschlag. Im Rahmen kleinräumiger Klimabetrachtung hat das lokale Relief eine erhebliche Bedeutung, besonders durch die Exposition zu den niederschlagbringenden Winden: So modifizieren die Gebirge die durchschnitt-
Tab. 4.2: Mittler jährliche Häufigkeit von Starkregen an der Station Trier (Berg) (MÜLLER 1988, 1984a)
56 lichen Niederschlagswerte erheblich. Die durchschnittlichen jährlichen Niederschlagsmengen liegen im Raum Trier um 700 - 800 mm und selbst in den höchsten Gebirgslagen von Rheinland-Pfalz werden jährliche Niederschlagssummen von 1100 mm nicht überschritten (FISCHER 1989). Die höchsten Monatssummen des Niederschlags fallen im Hochsommer (Juli/August). Sie sind neben zyklonalen Niederschlägen häufig auf Konvektionsregen zurückzuführen. Ein zweites Maximum, das durch zyklonale Niederschläge hervorgerufen wird, liegt im Spätherbst-Frühwinter. Die niederschlagsärmsten Monate sind März/April (MÜLLER 1984a). Für die Station Trier (Petrisberg) hat das Wetteramt Berechnungen über zu erwartende Niederschlagsintensitäten und über die jährliche Häufigkeit von Starkregen durchgeführt (Tab. 4.2). Diese weichen jedoch stark von den Werten der von MÜLLER (1988) ausgewerteten Starkregen mit mehr als 49 mm/24 h an verschiedenen Stationen im Raum Trier seit 1947 ab. Die Temperaturwerte zeigen eine deutliche Abhängigkeit von der Höhenlage, wobei FISCHER (1989) die Gebiete <250-300 m, 300-400 m und > 400 m unterscheidet. Insgesamt sind die Temperaturen in den höher gelegenen Gebieten im Jahresverlauf etwa 2 °C kälter als in den Tälern. Die Windrichtungen zeigen im Jahresverlauf eine große Westkomponente (FISCHER 1989), das Maximum der Windgeschwindigkeit fällt größtenteils ins Frühjahr (März bis Ende Mai), das typische sekundäre Maximum tritt am Ende des Herbstes auf. Hoch- und Spätsommer sind in der Region Trier dagegen windschwach. Dem von SW nach NO verlaufenden Moseltrog entsprechend wird das Windfeld deutlich modifiziert (ALEXANDER 1993).
4.5 BÖDEN
Die Bildung und Entwicklung der Böden wird im Wesentlichen vom Ausgangsgestein und der Reliefposition beeinflusst. Während sich in Akkumulationsbereichen v.a. Kolluvien gebildet haben, ist die Betrachtung von Abtragungsräumen, in denen quartäre (v.a. pleistozäne) Abtragungsprozesse in unter- schiedlich exponierten Lagen unterschiedlich stark gewirkt haben, wesentlich differenzierter zu sehen: Aus den devonischen Tonschiefern und Grauwacken, die weite Bereiche von Eifel und Hunsrück aufbauen, bildeten sich direkt auf dem Anstehenden (bei starkem pleistozänem Abtrag) und in Schuttdecken bzw. skelettreichen Fließerden Ranker und saure Braunerden unterschiedlicher Gründigkeit. In Bereichen, wo sich auf Verebnungen und an Mittel- und Unterhängen lokal Lößlehmdecken oder in Fließerden eingear- beiteter Lößlehm erhalten haben, finden sich tiefgründige Braunerden, die Übergänge zu Pseudogleyen zeigen. In quelligen Stellen führte der hydromorphe Einfluss zur Bildung von pseudovergleyten Braunerden bis zu Hanggleyen. Auf den Quarzitrücken in Hunsrück und ebenso in der Eifel (Schneifel) dominieren aufgrund ihrer Verwitterungsresistenz, der Nährstoffarmut und der hohen Niederschläge Podsole und Übergänge zu Rankern und sehr flachgründigen Braunerden. Auf Rötelschiefer des Oberrotliegenden, v.a. im Bereich der Wittlicher Senke (Abb. 4.1) sind in Erosionslagen Ranker und Braunerden mit mäßigem Basengehalt entwickelt. Auf den lößbedeckten Flächen stocken mehr oder weniger stark erodierte Parabraunerden, auf Löß-Fließerden meist Pseudogleye. Der grobkörnige mittlere Buntsandstein trägt v.a. saure Braunerden, in exponierten Lagen Ranker, auf besonders grobkörnigem Ausgangsgestein in Steillagen sowie auf anstehendem Festgestein unter Nadelwald finden sich Übergänge zu podsoligen Braunerden, Podsol-Rankern und Podsolen, wobei auf lößtragenden Hochflächen die Podsolierung gehemmt wird. Der feinkörnigere obere Buntsandstein trägt auf pleistozän ausgeräumten Flächen Ranker sowie saure Braunerden, deren Entwicklungstiefe reliefabhängig ist. Bei hoch anstehendem Ausgangsgestein in ebener Lage sind sie pseudovergleyt, ebenso über dem auf den Hoch- flächen angewehtem äolischen Material, das einem grobkörnigem Löß entspricht. Die besten Böden der Region finden sich auf den Muschelkalkflächen: hier sind in Abtragungsräumen braune Rendzinen mit Übergängen zu Braunerden entwickelt; in den eben-welligen Lagen des Bitburger Gutlandes, sind großflächig Braunlehm- und Lößlehmdecken erhalten, die lokal stark variieren: Hier finden sich
57 Kalkbraunerden, Braunerden, Parabraunerden, Pseudogleye, Terra fusca, Rendzinen und Kolluvien vergesellschaftet. Die bunten Tone und Mergel des unteren Keupers tragen in Abtragungsräumen schwach entwickelte kalkhaltige Pelosole, die auf stark erodierten Flächen Übergänge zu Mergelrendzinen zeigen. In ebener Lage finden sich bisweilen Reste von Löß und auch tiefer entwickelte P-Horizonte, so dass sich hier Pseudogleye entwickelten. Auf den Böden des Ferschweiler Plateaus treten Bodentypen je nach Verwitterungsgrad des Anstehenden und Anteil des überlagernden Tonmergels aus dem li3 auf: Auf dem vorverwitterten Sandstein finden sich ausgeprägte Podsole, die in Randgebieten zu den Mergeln des Keupers und des Lias mit Pelosolen und Pseudogleyen vergesellschaftet sind. Direkt auf dem Anstehenden finden sich meist Ranker und Rohböden. Auf Fließerden, die Anteile von frischem und vorverwittertem Gestein, tw. auch li3 enthalten, bilden sich flach- bis tiefgründige saure Braunerden ohne Podsolierung. Auf den Terrassenkörpern der Mittel- und Hauptterrasse, die lokal mit Hochflutlehmen, v.a. aber (hauptsächlich weichselzeitlichen) Lößlehmen bedeckt sind, finden sich Parabraunerden, in schlecht dränierten Verebnungen Pseudogleye. Auf der Niederterrasse ist die übliche Abfolge der Auenböden ausgebildet (SCHRÖDER 1984), wobei LÖHR & NORTMANN (2000) auf den Einfluss der unterschied- lichen Seitenzuflüsse hinweisen.
4.6 VEGETATION
Die heutige Verbreitung unterschiedlicher Vegetationsgesellschaften ist in großem Maße das Ergebnis jahrhundertelanger menschlicher Bewirtschaftung, dabei jedoch nicht unabhängig vom Substrat, von Reliefparametern und Klima. Als Folge sind heute nur wenige naturnahe Waldinseln erhalten (RUTHSATZ & ZOLDAN 1983). Über das zeitliche Einsetzen der Rodungen in der Region und ihre kleinräumige Folgevegetation berichten zahlreiche Pollenprofile, die im Rahmen des DFG-Schwerpunktprogramms „Romanisierung“ ausgewertet wurden (z. B. DÖRFLER et al. 2000). Vor dem Rodungsbeginn war die Region aufgrund des kleinräumig wechselnden geologischen Untergrundes und dem vielgestaltigen Relief mit einer relativ abwechslungsreichen Walddecke bestanden (RUTHSATZ & ZOLDAN 1983). Allerdings muss hier grundsätzlich die Ist-Vegetation von der potentiellen natürlichen Vegetation unterschieden werden (KALIS & MEURERS-BALKE 1994a,b), die nicht auf historische Zeiten zurückprojeziert werden kann. Heute stehen auf den Quarzitrücken des Hunsrücks sowie den mageren Böden des Buntsandsteins, des Keupers und des Lias geschlossene Waldgebiete, besonders die Anpflanzung von Fichten wurde im 19. Jh. von der preußischen Verwaltung propagiert (SCHWIND 1984). Dazwischen treten auch ausgedehn- te Laubwälder auf (MEYNEN & SCHMIDTHÜSEN 1962), auf den Gesteinen des Lias sind Laubbaum- bestände waldbestimmend; Auch die steilen Talhänge sind stark bewaldet. Auf den Böden auf oberem Buntsandstein stocken nur noch auf flachen Höhen Wälder und Nadelbaum- forste: In Mulden finden sich feuchte bis nasse Wiesen und Viehweiden. Auf weniger staunassen Standorten wird Ackerbau betrieben (RUTHSATZ & ZOLDAN 1983). Auf den Schieferhochflächen herrscht landwirtschaftliche Nutzung in Form von Acker- und Grünland vor (MEYNEN & SCHMIDTHÜSEN 1962). Doch auch hier stehen nicht unbeträchtliche Waldareale in Form von Laubmischwäldern in der Form des aufgewachsenen bäuerlichen Niederwaldes, der auch in der atlantisch geprägten Westeifel und in steilwandigen Kerbtälern zu finden ist. Vereinzelt finden sich in abgelegenen Tälern im Hunsrück artenreiche Flachmoore und Hochstaudenfluren (RUTHSATZ & ZOLDAN 1983). Auf süd- und westexponierten, steilen und steinigen Hängen des Moseltales treten wärmeliebende Pflanzengesellschaften mit einer wärmeliebenden Flora und trockenere Vegetationstypen mit mehr oder weniger stark ausgeprägtem südlich-kontinentalem Florencharakter auf. Auf den am stärksten begünstigten Sonnenhängen der Steiltäler finden sich in den unteren 100 Metern Rebhänge. Die wesentlich kühleren und allgemein feuchteren nordexponierten Schattenhänge weisen einen mehr oder weniger ausgeprägten
58 atlantischen Floren- und Vegetationscharakter auf. Das Moseltal selbst beherbergt zahlreiche kontinentale und submediterrane Pflanzengesellschaften in kleinen Beständen und Fragmenten. Die fruchtbaren Böden der Aue sowie der Niederterrasse werden fast überall landwirtschaftlich genutzt (MEYNEN & SCHMIDTHÜSEN 1962). Auch auf den Böden des oberen Muschelkalks sind nur wenige Waldinseln zwischen guten Ackerstandorten verblieben; Grünlandnutzung wird hier nur an flachgründigen und steilen Hängen sowie in den schmalen Bachauen betrieben, deren Gewässer von sekundären Erlen-, Eschen-, Weiden-Galeriewäldern gesäumt werden (RUTHSATZ & ZOLDAN 1983). Auf den Flächen des unteren Keupers finden sich häufig Flächen, die als Grünland oder Ackerland genutzt werden, nur einige Kuppen sind mit Laubwäldern oder Nadelbaumforsten bestanden (RUTHSATZ & ZOLDAN 1983).
4.7 HYDROGRAPHIE
Die Mosel als Hauptgewässer der Region entspringt am Col de Bussang in den Vogesen auf 735 m ü. NN. Ihre gesamte Lauflänge beträgt 545 km, davon 278 km in Frankreich und 267 km in Deutschland, teilweise als Grenzfluss zu Luxemburg. In Koblenz mündet sie auf 60 m ü. NN in den Rhein. Ihr Einzugsgebiet umfasst eine Gesamtfläche von 28.156 km². Die größten deutschen Nebenflüsse sind linksseitig die Sauer (Grenzfluss zu Luxemburg) oberhalb und die Kyll unterhalb von Trier, die die Eifel entwässern, rechtsseitig Saar und Ruwer, die den Hunsrück entwässern. Die Saar mündet oberhalb von Trier bei Konz, die Ruwer unterhalb von Trier in die Mosel (WEIDENFELLER 1990). Bis zur Mündung der Sauer umfasst das Moseleinzugsgebiet 12.000 km² und verdoppelt sich durch die Zuflüsse von Sauer und Saar auf 24.000 km². Bis Koblenz nimmt es nur noch um etwa 4000 km² zu (STEINERT & STINNER 1994). Die hydrologischen Verhältnisse zeigen eine deutliche Abhängigkeit vom Untergrund: im nahezu undurch- lässigen Tonschiefer hat sich ein dichtes Gewässernetz ausgebildet, in dem die größeren Bäche ganzjährig Wasser führen. Kleinere Gerinne werden durch Kluft- oder Schuttquellen gespeist, und führen der jeweiligen Niederschlagsmenge entsprechend nur zeitweise Wasser. In den mesozoischen Gesteinen ist das Gewässer- netz weniger dicht ausgebildet, die Zahl der nur zeitweise fließenden, durch Schichtquellen gespeisten Gerinne ist deutlich höher. Während viele der mesozoischen Sedimente gute Wasserspeicher sind, ist die Grundwassersituation im Schiefergebirge ungünstig, da hier nur die Schotterkörper der Flussterrassen Wasser speichern. Das Abflussregime der Mosel wird dem pluvionivalen Abflusstyp zugeordnet und ist stark ozeanisch geprägt. Die höchsten Abflüsse finden im hydrologischen Winterhalbjahr mit einem Maximum im Januar und Februar, die niedrigsten Abflüsse finden im Sommerhalbjahr (Juli und August) statt (WEIDENFELLER 1990). Während die Moselhochwasser im Winter auftreten, werden an kleineren Flüssen Überschwemmungen infolge lokaler Unwetter oft auch im Sommer beobachtet und in der lokalen Presse veröffentlicht (KAUSCH et al. 2002a). Zwischen 1958 und 1964 wurde die Mosel auf 540 km zwischen Thionville in Frankreich und Koblenz zur Großschifffahrtsstraße ausgebaut. Um die notwendige Mindestwassertiefe ganzjährig zu erhalten wurden 13 Staustufen errichtet, was streckenweise zu einer starken Veränderung der Wasserstände und Fließgeschwindigkeiten sowie der Grundwasserstände führte, zudem wurden durch Schutzmaßnahmen wie Geländeaufhöhungen weite Uferbereiche umgestaltet (WEIDENFELLER 1990). Über die Charakte- ristik der Mosel vor dem Ausbau zur Großschifffahrtsstaße berichten STEINERT & STINNER (1994). Das Wasser- und Schifffahrtsamt Trier gibt eine Statistik über die größten Hochwässer der Mosel über 800 cm am Pegel Trier seit der regelmäßigen Registrierung der Hochwasserhöhen seit 1817 heraus (www.moselwetter.de). Über historische Hochwässer, erfasst über die Auswertung historischer Hochwasser- marken entlang der Mittelmosel zwischen Trier und Cochem berichten BOHR & STRAUB (1996) sowie STEINERT & STINNER (1994) (entsprechende Untersuchungen zur Obermosel sind zur Zeit nicht bekannt). Hinzu kommen weitere Daten zu Hochwässern aus der Auswertung historischer Quellen. Die Daten sind in Tabelle 4.3 zusammengefasst.
59 Tab. 4.3: Moselhochwässer nach historischen Quellen (LAMPRECHT 1885/1886, WEIKINN 1958, SCHRÖDER-LANZ 1983, ALEXANDRE 1987, STEINERT & STINNER 1994, BOHR & STRAUB 1996, GLASER 2001)
5 DIE UNTERSUCHUNGSGEBIETE
In die Untersuchung zur holozänen Morphodynamik in der Region Trier wurden Schwemmfächer- sedimente, Auesedimente und Stadtböden einbezogen (zur Lage der Untersuchungsgebiete vgl. Abb. 5.1). Die Schwemmfächer liegen an den Mündungen von Bächen 1. bis 3. Ordnung nach HORTON, die jeweils ein kleines Einzugsgebiet entwässern. Geologie und Relief sind entsprechend der kleinräumigen Kammerung der Region Trier auch innerhalb der Einzugsgebiete sehr wechselhaft. Der Schwerpunkt der Arbeit lag auf Einzugsgebieten im Bereich mesozoischer Sedimente (Rehlingen, Fisch, Gaugracht, Euren), jedoch wurde zum Vergleich und als Ergänzung auch ein Schwemmfächer mit Einzugsgebiet in paläozoischen Sedimenten in die Untersuchungen einbezogen (Kenn). Im Falle günstiger Aufschlussbedingungen wurden Auesedimente in die Untersuchungen einbezogen (Gillenbach, Tawern). Im Stadtgebiet von Trier wurden einige Profile aufgenommen (Laeis-Bucher-Gelände, Brauerei, Karthäuserfeld), um durch den Vergleich mit den Schwemmfächersedimenten begrabene Böden gleicher Zeitstellung aber unterschiedlicher Nutzung miteinander vergleichen zu können, so dass v. a. die unterschiedlichen Schwermetallbelastungen auf ehemaligen potentiellen „Industriestandorten“ und in ländlichen Gebieten verglichen werden können.
60 Abb. 5.1: Profillagen ( ) und Einzugsgebiete (schwarz), hellgrau: Mesozoikum, Dunkelgrau: Paläozoikum, 1: Rehlingen, 2: Fisch, 3: Tawern, 4: Gaugracht, 5: Euren, 6: Gillenbach, 7: Karthäuserfeld, 8: Brauerei, 9: Laeis-Bucher-Gelände, 10: Kenn
5.1 SCHWEMMFÄCHER
5.1.1 Rehlingen
Abgrenzung und Lage
Das Einzugsgebiet des Rehlinger Schwemmfächers (Abb. 5.2) liegt in der naturräumlichen Einheit 260 (Mosel-Saar Gau). Es zieht sich von der Obermosel im Nitteler Moseltal (260.23) Richtung Osten auf die Moselhochflächen (260.03) und wird durch zwei Bäche in westlicher Richtung in die Obermosel entwässert. Mit einer Gesamtfläche von 6 km² gehört es zu den größten der bearbeiteten Einzugsgebiete.
Geologie, Böden
Der Untergrund des Einzugsgebietes wird durch mesozoische Sedimente aufgebaut, die infolge tektonischer Vorgänge von NNE-SSW verlaufenden Störungen gegeneinander versetzt sind. Die stratigra- phische Abfolge reicht von den Ablagerungen des mu bis zu denen des ku, auf der Hochfläche sind Reste pleistozäner Sedimente erhalten (Abb. 5.3, Tab. 5.1). In den Bachtälern sind Alluvionen abgelagert und im Mündungsbereich des Rehlinger Baches auf den Schwemmfächer wurden bei geologischen Kartierungen Kalktuffe beobachtet. Das Vorkommen der ältesten stratigraphischen Einheiten mu1, mu2 und mm1 beschränkt sich mit < 3 % der Gesamtfläche auf den tiefsten Teil des Einzugsgebiets unter 180 m ü. NN im Bereich des Schwemmfächers. In 80 % des Einzugsgebietes stehen die Ablagerungen des mo1, mo2 und ku1 an. Dabei nehmen die Gesteine des mo die zentralen, südlichen und westlichen Bereiche des
61 Abb. 5.2: Einzugsgebiet des Rehlinger Schwemmfächers
Abb. 5.3: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugsge- biet des Rehlinger Schwemmfächers
62 Einzugsgebietes ein, die des ku die nordwestlichen und östlichen Bereiche. Die auf dem von NE in das Einzugsgebiet hereinziehenden Rücken liegenden pleistozänen Ablagerungen haben einen Anteil von 13 % an der Einzugsgebietsfläche (Abb. 5.3). Auf den Moselhochflächen herrschen Braunerden und Parabraunerden mit Bodenwertzahlen bis 70 vor, an den Hängen zum Moseltal Rendzinen und Ranker, die gute Weinbergstandorte abgeben (WERLE 1974). Die Bodenarten des Oberbodens sind sandiger Lehm (sL) auf den Gesteinen des mo, Lehm (L) auf den Tonen und Mergel des ku1 und Ton (T) auf den pleistozänen Sedimenten (Abb. 5.3). Die Bodenarten des Oberbodens weisen damit Erodibilitäten von sehr gering (T) über mittel (L) bis hoch (sL auf mo) auf (HAAS et al. 1997).
Relief
Das Einzugsgebiet liegt in Höhen zwischen 140 und 392 m ü. NN. Davon entfallen 61 % auf Höhen über 320 m ü. NN, womit sich die unteren zwei Drittel der Höhenmeter auf einem Drittel der Gesamtfläche des Einzugsgebiets befinden, was den Hochflächencharakter vor allem im N und E des Einzugsgebietes widerspiegelt. Bei einer Länge von 3570 m beträgt der elongation ratio 2,4 (SCHUMM 1956). Hangneigungen zwischen 2° und 11° nehmen insgesamt 81 % der Fläche ein. Dabei finden sich im östlichen Teil des Einzugsgebietes die flacheren Bereiche (2-7°), im westlichen Teil die steileren (4-11°). Die Flächen werden durch Stufen gegliedert: v.a. die Dolomite des mo1 und mo2 bilden im Grenzbereich zu den Bunten Mergeln des ku1 aufgrund ihrer größeren morphologischen Härte Stufen aus. Das Einzugsgebiet wird durch zwei perennierende Bäche entwässert: Der Rehlinger Bach entspringt auf 290 m ü. NN und entwässert das kleinere Teileinzugsgebiet (2,5 km²) im Nordwesten von Köllig nach Rehlingen in NNE-SSW‘ Richtung im Bereich eines tektonischen Grabens. Der Rehlinger Graben entspringt bei Söst auf 330 m ü. NN und entwässert den südöstlichen Teil zunächst in NE-SW‘ Richtung, nach etwa 2000 m fast rechtwinklig in Richtung NW abbiegend. Sein Einzugsgebiet hat eine Größe von 3,5 km². Das Tal des Rehlinger Baches erreicht insgesamt geringere Höhen (bis 308 m ü. NN) und ist breiter und flacher ausgebildet als das des Rehlinger Grabens (bis 392 m ü. NN). Beide Bäche entsprin- gen in breiten Muldentälern, die sich bach- abwärts allmählich zu Kerbtälern entwik- keln und in einem schmalen Bereich die Stufe zur Mosel durchbrechen. Das Längsprofil des Rehlinger Grabens (Abb. 5.4) weist einen deutlichen Gefällsknick in einer Höhe von 240 m ü. NN auf. Oberhalb dieses Gefällsknicks weist es zwei weitere, allerdings schwächer aus- gebildete Stufen in 290 und 350 m ü. NN auf, die durch gestreckte Abschnitte mit- einander verbunden sind. Das Längsprofil des Rehlinger Grabens ist weniger diffe- Abb. 5.4: Längsprofile des Rehlinger Baches und des renziert ausgebildet, zeigt aber ebenfalls Rehlinger Grabens eine deutliche Versteilung des Gefälles ab 240 m ü. NN.
63 Landnutzung
Die heutige Landnutzung orientiert sich stark an den geologischen und morphologischen Gegebenhei- ten: Die Täler des Rehlinger Bachs und des Rehlinger Grabens werden als Wiesen und Weiden genutzt, die steilen SW- bis SE-exponierten Hänge als Weinberge (Abb. 6.21). Der größte Anteil des Einzugsgebiets wird durch Ackerflächen eingenommen, die weite Teile der Hochflächen prägen. Die Siedlungen Köllig, Söst und Rehlingen selbst nehmen mit den dazugehörigen Gärten bachnahe Fläche ein, und v.a. die SE- und NW- exponierten steilen Hänge sind mit jeweils kleinflächigen Laubwaldarealen bestanden.
5.1.2 Fisch
Abgrenzung und Lage
Das Einzugsgebiet von Fisch (Abb. 5.5) entwässert die Saargau-Randhöhen (260.3) nach Osten zum Mannebach, der von Süden kommend nach Norden fließt und sich bei Tawern mit dem Mausbach vereinigt (vgl. Tawern, Kap. 5.2.1), um als Albach bei Wasserliesch in die Mosel zu münden (vgl. Gaugracht, Kap. 5.1.3). Die Gesamtgröße des Einzugsgebietes beträgt 0,6 km², womit es zu den klein- sten der Untersuchungsgebiete dieser Arbeit gehört. Abb. 5.5: Einzugsgebiet des Schwemmfächers bei Fisch
Geologie, Böden
Die Abfolge der stratigraphischen Einheiten reicht vom so zum mo2 (Abb. 5.6, Tab. 5.1). Im oberen westlichen Teil des Einzugsgebietes werden mo1 und mo2 durch eine NNW-SSE verlaufende Störung gegen mo1 versetzt. Die Schichtmächtigkeiten entsprechen den in der Literatur angegebenen Werten (NEGENDANK 1983). Känozoische (holozäne) Ablagerungen finden sich nur im südöstlichen Teil des Einzugsgebietes im Mannebachtal. Die Gliederung der Bodenarten des Oberbodens stellt sich homogen dar: Der Hauptteil des Einzugsgebietes wird durch sandigen Lehm charakterisiert, der nach HAAS et al. (1997) je nach geologischem Ausgangs- gestein unterschiedlich erosionsgefährdet ist: auf Böden auf mm ist die Erodibilität hoch, auf solchen über mu mittel. Die tiefsten Bereichen des Einzugsgebiets tragen lehmigen Sand auf so, der eine mittlere Erodibilität aufweist. Die Bodentypen der höheren Hangteile sind Mergelböden, im unteren Hangbereich Buntsandsteinranker, auf den Hochflächen Braunerden (WERLE 1974).
Relief
Das Relief fällt von der Wasserscheide im Nordwesten mit Höhen bis zu 410 m ü. NN zum
64 Abb. 5.6: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugsge- biet des Schwemmfächers bei Fisch
Schwemmfächer im Südosten auf 271 m ü. NN ab. Über 390 m ü. NN im NW des Einzugsgebietes ist ein Plateau auf den Trochitenschichten und dem Nodosusdolomit des mo ausgebildet. Dieses Plateau ist durch eine Stufe im mo1, die bereits auf etwa 390 m ü NN einsetzt und bis 360 m ü. NN reicht, gegen die darunter liegenden flach geneigten Hänge des mm abgesetzt, dessen Tone und Mergel als Flächenbildner fungieren. Sie nehmen den flächenmäßig größten Teil des Einzugsgebietes ein. Bei einer Länge von 1070 m hat das Einzugsgebiet einen elongation ratio von 2,6 (SCHUMM 1956). Unterhalb der Stufe ist das Tal als weites Muldental ausgebildet. Der Bach entspringt auf 310 m ü. NN aus mehreren Quellästen einer Schichtquelle, die bis 2 m eingetieft sind, sich weiter unterhalb aber dem Niveau des Talbodens anpassen. In dem Bereich schließlich, in dem die Schichten des mu und so angeschnitten werden, ist das Tal als weites Kerbtal mit steilen Hängen ausgebildet. Entsprechend der Talgliederung liegen die Bereiche mit den größten Hang- neigungen (11-15° und 15-35°) im Be- reich der Schichtstufe zwischen 360 und 390 m ü. NN sowie im Bereich des Unterlaufs des Baches. In diesen Berei- chen sind die Hänge mit konvex-kon- kav gewölbten Längsprofilen ausgebil- det. Laterale konvexe und konkave Wölbungen finden sich nur in geringem Maße im Bereich der Stufe sowie im Bereich des Unterlaufs des Baches. Das Längsprofil des Baches (Abb. 5.7), der das Einzugsgebiet von NW nach SE auf einer Länge von 450 m entwässert, Abb. 5.7: Längsprofile des Baches bei Fisch; Q: Quelle zeigt eine schwach konkave Ausprä- gung, jedoch ist eine Gliederung in Ober-, Mittel- und Unterlauf eines Normalprofils nicht möglich.
Landnutzung
Den geologischen Einheiten und dem Relief entsprechend wird die fruchtbare Muschelkalkhochfläche vorwiegend ackerbaulich genutzt, der steile Bereich der Schichtstufe ist größtenteils mit Gebüsch und Laubwald bestanden (vgl. Abb. 6.38). Die Flächen unterhalb der Stufe werden als Grünland, teilweise mit Streuobst, aber auch ackerbaulich genutzt. Im NE haben ein Mischwaldgebiet und Teile der Siedlung Fisch Anteil am Einzugsgebiet.
65 5.1.3 Gaugracht
Abgrenzung und Lage
Die Gaugracht und ihr Einzugsgebiet (Abb. 5.8) lie- gen im Albachtal, das 3 km westlich der Saarmündung in die Mosel mündet und damit in der naturräumlichen Ein- heit 260.3 (Saargau-Rand- höhen). Das Einzugsgebiet der Gaugracht hat eine Gesamt- größe von 0,8 km². Die Gaugracht hat sich auf der rechten, östlichen Seite des Albachs zwischen Liescher Berg und Rosenberg eingetieft. Der untere Bereich des Ein- zugsgebietes wird von einem perennierenden Gewässer durchflossen, das von Schicht- quellen gespeist wird. Abb. 5.8: Einzugsgebiet der Gaugracht
Geologie, Böden
Die Abfolge der mesozoischen Sedimente reicht im Einzugsgebiet vom so bis zum mo2 (Abb. 5.9, Tab. 5.1). Das Einzugsgebiet wird durch eine NE-SW-verlaufende Störung zweigeteilt. Die Tiefenlinie der Gaugracht sowie der südliche Teil des Einzugsgebietes liegen in den Sedimenten des so und des mu1, beide in sandig ausgebildeter Fazies anstehend, zwischen denen auch die geringmächtigen tonig-mergeligen Grenzletten auftreten.
Abb. 5.9: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugsge- biet der Gaugracht
66 Den Bereich nördlich der Störung bilden die Formationen des mm1 bis mo2, letzterer bildet als Nodosusdolomit die Kuppe des Liescher Berges. In der Gaugracht selbst finden sich oberhalb des Schwemmfächers im Bachbett frisch gebildete Kalksinter. Der geologischen Ausgangssituation entsprechend entsprechen die Bodenarten überall dort schwach sandigem bis sandigem Lehm, wo die Sedimente des Muschelkalks anstehen; stehen die Sedimente des oberen Buntsandsteins an, entsprechen die Bodenarten v.a. stark lehmigem Sand und stark sandigem Lehm (BERNSDORF 1990). Die Mächtigkeit der Hangschuttdecken ist auf den Hangschultern und der Wasserscheide am geringsten, die mächtigsten Hangschuttdecken liegen im Bereich des im oberen Einzugsgebietes entwickelten Muldentales. Zusätzlich läßt sich das ehemalige Vorhandensein eines weit verbreiteten und aktuell fast völlig erodierten Lößschleiers indirekt mit Kalkbelägen auf oberflächennahen Klüften des Buntsandsteins belegen.
Relief
Das Einzugsgebiet der Gaugracht hat bei einer Länge von 1526 m und einer Gesamtgröße von 0,8 km² einen elongation ratio (SCHUMM 1956) von 2,08. Im nördlichen Bereich des Einzugsgebietes, auf dem Liescher Berg (auf dem Plateau des mo2), liegt die Wasserscheide in einer Höhe von 351 m ü. NN. Die Wurzelzone des Schwemmfächers liegt auf 189 m ü. NN, die Mündung in den Albach nach Durchschneiden des Schwemmfächers auf 178 m ü. NN. Von der gesamten Höhendifferenz von 173 m werden etwa 110 Höhenmeter auf einer Länge von 600 m ganzjährig durchflossen. Das Tal der Gaugracht ist im periodisch durchflossenen oberen Teil im mu1 als Muldental entwickelt. Bereits oberhalb des Quellbereiches, auf etwa 290 m ü. NN, sind initiale Gullyköpfe entwickelt, so dass noch im mu1, v.a. aber in seinem Liegenden, dem so, ein zweigliedriges Kerbtal ausgebildet ist, bei dem in ein steileres Muldental ein Kerbtal eingetieft ist. Dem Tal sind einige Erosionsrinnen tributär, die auf dem Niveau des Muldentals enden. Im Längsprofil (Abb. 5.10) zeigt sich die Änderung im Gefälle auf etwa 300 m ü. NN deutlich. Im Einzugsge- biet des Muldentals dominieren wie im gesamten Einzugsgebiet Hang- neigungen um 0,5-4°, während im Gully die Hangneigungen um 4-15° schwanken, an den dem Gully unmit- telbar tributären Hängen (Hänge 0. Ordnung) sind Hangneigungen bis 35° ausgebildet. Im NW des Einzugsgebiets, auf dem Muschelkalkplateau betragen die Hangneigungen im allgemeinen weni- ger als 4°, steigen jedoch an der Stufe des Muschelkalkplateaus bis auf 15° an. Ähnliche Verhältnisse findet man auf der nordöstlichen Wasserscheide des Einzugsgebietes. Abb. 5.10: Längsprofil der Gaugracht; Q: Quelle
Landnutzung
In der Tiefenlinie des muldenförmigen Talbereiches finden sich heute Acker- und Wiesennutzung, z.T. mit Streuobstbestand, die Muschelkalkhochfläche im Bereich des archäologischen “Alten Lagers” ist stark verbuscht. Die Bereiche der Wasserscheiden und die steilen Hänge im Gullybereich werden von Buchen-
67 wäldern mit lichter Krautschicht eingenommen, in wenigen Bereichen auch von Fichtenforsten und Niederwald. Auch im Bereich der Aue des Albachs dominiert die Buche (Abb. 6.54).
5.1.4 Euren
Abgrenzung und Lage
Der Trierer Stadteil Euren liegt westlich der Mosel am Rand der Buntsandsteinstufe, die die Trierer Talweite im NW begrenzt. In weiten Teilen ist er auf dem Schwemmfächer gebaut, der durch die Ablagerungen des Eurener Baches gebildet wird. Das zu diesem Schwemmfächer gehörende Einzugsgebiet (Abb. 5.11) hat eine Größe von 4,1 km². Es zieht sich am NW-Rand der Trierer Talweite an den Hängen des Mittleren Moseltals auf die Randbereiche des Bitburger Gutlandes. Somit hat es Anteile an den naturräumlichen Einheiten Trierer Moseltal (250.00), Palliener Sandsteinfelsen (250.01) und randlich dem Trierweiler Gutland (261.01).
Geologie, Böden
Im Eurener Einzugsgebiet ist die Schichtenfolge vom sm, dem ältesten Mesozoikum der Region, bis zum km1 aufgeschlossen (Abb. 5.12, Tab. 5.1); Zusätzlich finden sich känozoische Ablagerungen. Das Gebiet ist durch eine SSW-NNE verlaufende Störung zweigeteilt, an der so und mu1 gegen mo und km versetzt sind: Im östlichen Bereich sind die Schichten vom sm bis zum mu1 aufgeschlossen (insgesamt 64 %), im westlichen Bereich, der durch weitere Störungen gegliedert wird, stehen die Schichten vom mo bis zum km1 an (25 %). Die Schichten des mm sind aufgrund der Störung nicht aufgeschlossen. Im Bereich
Abb. 5.11: Einzugsgebiet des Eurener Schwemmfächers
68 Abb. 5.12: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugsgebeit des Eurener Schwemmfächers der nördlichen und südlichen Wasserscheide liegen auf den mesozoischen Schichten Reste pleistozäner Sedimente, und auch am Ausgang des Tales sind pleistozäne Schuttmassen aufgeschlossen. Auf dem Talboden des Eurener Baches sind Alluvionen sedimentiert. Auf den Sandsteinhängen sind flachgründige Ranker, auf der Höhe v.a. Lehmböden vom Rendzinatypus ausgebildet (WERLE 1974). Die Bodenart des Oberbodens besteht im Bereich des Tales und seiner Hänge aus lehmigem Sand (lS, mittlere Erodibilität), geht mit zunehmender Höhe zunächst in sandigen Lehm (sL, mittlere Erodibilität auf mu), dann in Lehm (L, mittlere Erodibilität) über. Auf den pleistozänen Ablagerungen auf den Höhen wird feinsandiger Lehm (fsL, sehr hohe Erodibilität) als Bodenart des Oberbodens angegeben (HAAS et al. 1997). Am Hangfuß bzw. auf dem Außenrand der Niederterrasse liegt unter jüngeren Sandkolluvien z.T. typischer kalkhaltiger Löß, mit Ablagerungen des Eltviller Tuffs (LÖHR 1987, 1998).
Relief
Das gesamte Einzugsgebiet erstreckt sich über Höhen von 145 m ü. NN bis 390 m ü. NN, wobei die höchsten Höhen auf der westlichen Wasserscheide erreicht werden. Der elongation ratio ist bei einer Länge des Einzugsgebietes von 2780 m 2,6 (SCHUMM 1956) Die mit 45 % am stärksten vertretenen Höhenklassen liegen auf 320-380 m ü. NN. Über einer Höhe von 350 m ü. NN im Norden, über 340 m ü. NN (W) und über 320 m ü. NN (S) herrschen Hangneigungen < 11° vor. In dieses Plateau hat sich der Eurener Bach mit seinen Tributären tief eingeschnitten, so dass an den Hängen der Talflanken überwiegend Hangneigungen der im Einzugsgebiet am häufigsten (45 %) auftretenden Klasse 15-35° auftreten. Die Plateaufläche ist in sich wenig gegliedert. Die Längsprofile der steilen Hänge sind mehrfach durch Abfolgen konvex-konkaver Krümmungen gegliedert, die sich jedoch nicht eindeutig bestimmten pleistozänen
69 Terrassenniveaus zuweisen lassen. Das Längsprofil des Haupttales des Eurener Baches entspricht annähernd einem Normal- profil mit steilem Oberlauf, weniger stark geneigtem Mittellauf und flachem Unter- lauf (Abb. 5.13). Im Oberlauf ist das Tal als Kerbtal ausgebildet, im Unterlauf, ab 180 m ü. NN als Kerbsohlental. Die Quelläste, die v.a. an die Schichtgrenze so2-mu1 (Grenzletten) gebunden sind, bilden zu- meist perennierende, eingliedrige Kerbtäler; nur im südöstlichen Zulauf sind mehrere Äste entwickelt, die jedoch z.T. trocken sind. Der westliche der von Norden kom- menden Taleinschnitte ist als Kerbsohlental ganzjährig trocken. Abb. 5.13: Längsprofil des Eurener Baches, Q: Quelle
Landnutzung
Auf den Böden der Hochfläche auf den Gesteinen des mo und ku herrscht Grünlandnutzung vor, teilweise werden die Böden auch ackerbaulich genutzt; Auf den Hängen zum Eurener Bach stockt ausnahmslos Wald, v.a. Laubwald mit Buche oder Eiche, in kleineren Beständen auch Nadelwald. In die flachen Talbereiche vor dem proximalen Teil des Schwemmfächers ziehen sich Teile der Siedlung das Tal hinauf (Abb. 6.73).
5.1.5 Kenn
Abgrenzung und Lage
Das Einzugsgebiet des Kenner Schwemmfächers (Abb. 5.14) NE’ von Trier liegt in der naturräumlichen Einheit Mittleres Moseltal (250.00) und Neumagener Moselschlingen (250.30). Das 0,6 km² große Einzugsgebiet entwässert durch ein Schluchtensystem auf die Kenner Flur, die aus Niederterrassenmaterial besteht und heute von der Mosel in einem weiten Mäander umflossen wird.
Geologie, Böden
Das Einzugsgebiet des Kenner Schwemmfächers ist in paläozoischen Sedimenten ausgebildet (vgl. Abb. 5.15, Tab. 5.1). Ein großer Teil des Einzugsgebiets (44 %) bis 240 m ü. NN besteht aus Sedimenten des Rotliegenden (ro1), die strukturell dem intramontanen Graben der Wittlicher Senke zuzuordnen sind. Im nordwestlichen Teil, an der Mündung des Einzugsgebiets stehen unterdevonische Tonschiefer mit Kalkeinlagerung und körnigem Roteisenstein auf etwa 6 % der Fläche an (tuk). Die paläozoischen Sedimente sind auf etwa der Hälfte der Fläche des Einzugsgebiets (44 %) von pleistozänen Ablagerungen (d1) der Mosel-Hauptterrasse bedeckt, die ab einer Höhe von 240 m ü. NN auftreten. Am Hangfuß im Bereich des Schwemmfächers sind holozäne Ablagerungen (HöTe) aufgeschlossen. Diese nehmen weniger als 1 % der Fläche ein. Auf den Höhen des Einzugsgebietes sind auf den pleistozänen Terrassenresten v.a. Braunerden und Parabraunerden entwickelt, im Bereich der paläozoischen Sedimente Ranker und Rigosole (HILGERS
70 1985). Die Bodenart des Ober- bodens ist bis auf einen kleinen Bereich im Süden des Einzugsge- bietes als feinsandiger Lehm (fsL), sonst als lehmiger Sand (lS) kartiert (HAAS et al. 1997). Dies entspricht Erosibilitäten von mittel (lS) und sehr hoch (fsL). Über die Boden- arten auf der Niederterrasse der Kenner Flur berichtet WEIDEN- FELLER (1990).
Relief
Das Einzugsgebiet erstreckt sich über Höhen von 151 m ü. NN bis 274 m ü. NN. Die höchsten Höhen werden im Süden des Ein- zugsgebiet auf den pleistozänen Sedimenten erreicht, die auch die östliche Wasserscheide des Ein- zugsgebietes bilden. Das Einzugs- Abb. 5.14: Einzugsgebiet des Kenner Schwemmfächers gebiet hat einen elongation ratio (SCHUMM 1956) von 2,5 und lässt sich morphologisch in einen SE-E‘ und einen NW‘ Teil gliedern. Der SE-E‘ Teil, der etwa die Hälfte der Gesamtfläche einnimmt, ist durch Höhen über 240 m NN charakterisiert und durch gestreckte Formen mit weiten Wölbungen in Längs- und Lateralprofil gekennzeichnet (dieses Bild wird heute durch die 1964/65 gebaute B52 im SW und den Bereich einer aufgelassenen Kiesgrube im Nordosten verfälscht). Im NW‘ Teil ist in eine schwach nach NW geneigte Oberfläche ein Schluchtensystem eingetieft: Die Gullyköpfe, die sich aus schwach gewölbten Tiefenlinien entwickeln und im oberen Bereich aus mehreren Ästen bestehen, setzen auf 220-240 m ü. NN spontan ein und entwickeln sich innerhalb weniger Meter zu bis zu > 2 m eingeschnittenen Schluchten. Diese Schluchten sind auf den Bereich der Rotliegend-Sedimente beschränkt und vereinigen sich 350 m vor
Abb. 5.15: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugsgebeit des Kenner Schwemmfächers
71 dem Austritt auf den Schwemmfächer zu einem Gully, der das Einzugsgebiet in NNW’ Richtung entwässert. Das Volumen des Schluchtensystem umfasst etwa 250.000 m³. An zahlreichen Stellen tritt infolge von Niederschlagsereignissen an den Gully- wänden Wasser aus, das Rutschungen aus- löst. Mit Annäherung an die Terrassenkante zur Niederterrassenfläche der Kenner Flur hat sich der Bach immer tiefer und mit steilen Hängen in den Untergrund eingetieft. Abb. 5.16 zeigt die Längsprofile des nach NE und des nach S gerichteten Gullies. Die Entwäs- serung in die Mosel erfolgt über den Kenner Abb. 5.16: Längsprofile ausgewählter Gullies im Ein- Bach, der einer durch Baumstammfunde nach- weislich spätglazial bis frühholozän aufge- zugsgebiet des Kenner Schwemmfächers füllten Nahtrinne folgt.
Landnutzung
Die Landnutzung innerhalb des Einzugsgebietes (Abb. 6.90) spiegelt die Morphologie und Geologie wider: Die SW-SE orientierten Hänge auf devonischem Tonschiefer sind mit Weinreben bestanden, die flache Hochfläche aus pleistozänen Sedimenten wird ackerbaulich genutzt. Die zerschluchteten Rotliegend- sedimente sind mit Wald bestanden, im östlichen Teil vornehmlich mit lichtem Buchenwald, im westlichen Teil mit Nadelwald.
5.2 AUENSEDIMENTE
Zusätzlich zu den Schwemmfächersedimenten wurden an geeigneten Stellen Einzelprofile in Aue- sedimenten in die Untersuchung aufgenommen.
5.2.1 Tawern
Abgrenzung und Lage
Der Ort Tawern liegt im Mannebachtal an der Grenze der naturräumlichen Einheiten 260.3 (Saargau Randhöhen) zu 250.01 (Palliener Sandsteinfelsen) auf dem Schwemmfächer, den der Mausbach aufgeschüt- tet hat. Das 30,3 km² Einzugsgebiet reicht mit Mannebach und Mausbach weit auf die Gauflächen (260.3: Saargau Randhöhen, 260.03: Moselhochflächen). Da das Einzugsgebiet aus einer Vielzahl von Teileinzugs- gebieten zusammengesetzt ist, die nach ihrer jeweiligen vielfältigen Ausprägung der Geofaktoren und anthropogenen Nutzung unterschiedliche Entwicklungen mit Fernwirkung auf die untersuchten Sedimente durchlaufen haben können, erscheint es sinnvoll, die auf diesem Schwemmfächer aufgenommenen Profile zunächst als bachbegleitende Auensedimente zu betrachten, ohne einen direkten Bezug zum gesamten Einzugsgebiet herzustellen. Die den Chemismus der Probenahmepunkte beeinflussenden geologischen Einheiten des Einzugsgebietes sind mesozoische Sedimente vom sm bis zum ku (Tab. 5.1), die auf den Höhen teilweise durch pleistozäne Ablagerungen überdeckt sind. Bereits oberhalb der bearbeiteten Profile sind in den Tälern holozäne
72 Auensedimente abgelagert, von den Seitenbächen werden Schwemmfächer in das Tal des Mannebachs geschüttet, die Material für den Weitertransport liefern (vgl. z. B. Einzugsgebiet von Fisch).
5.2.2 Gillenbach
Abgrenzung und Lage
Das Einzugsgebiet des Gillenbaches liegt auf der westlichen Moselseite der Trierer Talweite zwischen dem heutigen Industriegebiet bei Trier-Sirzenich und dem Trierer Ortsteil Pallien (vgl. Abb. 5.17). Es hat Anteil an den naturräumlichen Einheiten Palliener Sandsteinfelsen (250.01) und dem Trierweiler Gutland (261.01). Der Gillenbach entwässert das Gebiet in W-E‘ Richtung und mündet in den Sirzenicher Bach,
Abb. 5.17: Einzugsgebiet des Gillenbaches der in Trier-Pallien vor der Buntsandsteinstufe, die die Trierer Talweite im Westen abschließt, in die Mosel fließt. Das gesamte Einzugsgebiet des Gillenbaches umfasst 1,5 km², bis zum bearbeiteten Profil auf 2544510/5514880 1,3 km².
Geologie, Böden
Das Einzugsgebiet des bearbeiteten Profils ist in mesozoischen Sedimenten vom sm bis zum mo1 entwickelt (Abb. 5.18, Tab. 5.1). Etwa 300 m oberhalb des Profils ist das Einzugsgebiet durch eine SW- NE verlaufende Störung geteilt, an der die Ablagerungen des sm, so und mu1 gegen die Schichten des mm1 und mo1 abgesetzt sind. Weite Teile des Einzugsgebiets (65 %) sind in den Sedimenten des mm ausgebildet. Im westlichen Teil fließt der Gillenbach direkt auf dem Anstehenden, wobei sein Längsprofil je nach morphologischer Härte der Gesteine in gestreckte Bereiche und Stufen gegliedert ist, im östlichen Teil hat er sich bis 4 m tief in seine älteren Sedimente eingeschnitten, die durch die bearbeiteten Profile beschrieben werden.
73 Abb. 5.18: Geologische Karte und Verbreitung der Bodenarten des Oberbodens im Einzugsgebeit des Gillenbaches
Die Bodentypen des Einzugsgebietes sind flachgründige Ranker und Rendzinen (WERLE 1974). Im westlichen Teil des Einzugsgebietes, auf Muschelkalk, ist der Oberboden aus sandigen Lehmen (sL), im E, auf Buntsandstein und mu1 aus lehmigen Sanden (lS) zusammengesetzt. Während die Böden auf sm, so und mu mittel erosionsanfällig sind, sind die Böden auf mm1 stärker anfällig gegen Erosion (HAAS et al. 1997).
Relief
Das Einzugsgebiet des Gillenbachs reicht von 380 m ü. NN im Westen bis etwa 165 m ü. NN im Osten an der Mündung des Gillenbaches in den Sirzenicher Bach. Wenige Meter vor der Mündung ist ein etwa 14 m hoher Wasserfall ausgebildet. Die bearbeiteten Profile liegt auf einer Höhe von etwa 218 m ü. NN. Der elongation ratio (SCHUMM 1956) beträgt 1,6. Das Einzugsgebiet kann morphologisch in zwei Bereicht geteilt werden: Im flachen Westen herrschen Hangneigungen bis 4° vor, hier ist das Tal als Muldental ausgebil- det. Im Osten - besonders östlich der geolo- gischen Störung - sind die Hänge mit Nei- gungen bis >35° deutlich steiler. SE der Autobahn hat sich der Gillenbach, ab einer Höhe von 320 m ü. NN perennierend, tief in das Anstehende eingeschnitten. Das Tal bildet hier ein Kerbsohlen-Kastental, das Übergänge zu einem Kerbtal zeigt. Die na- türliche Hangform wird durch die Autobahn Abb. 5.19: Längsprofil des Gillenbaches, Q: Quelle (A 48, incl. Ausfahrt) gestört.
74 Das Längsprofil des Baches (Abb. 5.19) wird durch einen Hangknick auf 320 m ü. NN deutlich zweigeteilt, der mit der Autobahnausfahrt zusammenfällt. Oberhalb ist der Talverlauf gestreckt und relativ schwach geneigt, unterhalb zeigt der Bachverlauf ein schwach ausgebildetes konvex-konkaves Profil, das in 190 m ü. NN an dem Wasserfall endet, über den der Gillenbach in den Sirzenicher Bach stürzt. In Zeiten geringer Wasserführung kommt es im Unterlauf des Gillenbaches, oberhalb des Wasserfalls, zu einer vollständigen Versickerung des Wassers in Form einer Flußschwinde.
Landnutzung
Im höher gelegenen, flacheren westlichen Teil des Einzugsgebietes befindet sich heute ein Industrie- gebiet, das Einzugsgebiet wird hier zudem von der Autobahn geschnitten. Der steilere östliche Teil wird durch Forst- und Wiesennutzung dominiert. Randlich greifen ackerbaulich genutzute Flächen in das Einzugsgebiet hinein (Abb. 6.116). JÄTZOLD (1995) interpretiert die holozäne Entwicklung des Gillenbachsystems, das durch mehr- malige Flussanzapfung gekennzeichnet ist mit Hilfe historischer Karten: Ursprünglich floss der Gillenbach über das Falsche Biewertal etwa 3,5 km parallel zur Mosel, um bei Biewer, mit dem Biewerbach vereinigt, in die Mosel zu münden (Abb. 5.20: Ur-Gillenbach I und II, Falsches Biewertal). Nach JÄTZOLD (1995) kam es zwischen 1784 und 1802 es zu einer zweifachen Anzapfung des Gillenbachs: Vermutlich infolge eines extremen Hochwassers im Jahre 1784 verkürzte sich der Lauf des Baches, in dem er am Weißhaus über die Buntsandsteinstufe nach Pallien und dort in die Mosel floss (Ur-Gillenbach III, Abb. 5.20). Als morphologisches Zeugnis dient ihm dabei die durch rückschreitende Erosion entstandene Kerbe, heute im Bereich der Trierer Fachhochschule noch vorhanden. Infolge der zweiten Flussanzapfung entstand der heutige Lauf des Gillenbachs mit der Mündung in den Sirzenicher Bach. In weiteren von JÄTZOLD (1996) zitierten Quellen wird über die zweite Flußanzapfung berichtet, sie sei eine künstliche Umleitung des Gillenbachs in den Sirzenicher Bach, die bereits am Anfang des 18. Jahrhunderts stattgefunden habe, um die Palliener Mühle mit mehr Wasser zu versorgen. Hierzu vermutet JÄTZOLD (1996), dass ein Teil des Gillenbachs Anfang des 18. Jahrhunderts bereits kanalartig zum Sirzenicher Bach geleitet wurde, der große Durchbruch aber erst während des Februar-Hochwassers 1784 erfolgte.
Abb. 5.20: Das Talsystem des Gillenbachs (JÄTZOLD 1995)
75 5.3 STADTBÖDEN
V.a. um einen Vergleich der Schwermetallbelastung von begrabenen Böden unterschiedlicher Lage aber gleicher Zeitstellung durchführen zu können, wurden neben den ländlich geprägten Schwemmfächern auch Stadtprofile in die Untersuchung aufgenommen und grabungsbegleitend bearbeitet (Abb. 5.21).
Abb. 5.21: Profilpunkte im Stadtgebiet von Trier (rechts: DÖRFLER et al. 1998, verändert), NT. Niederterrasse, uMT: untere Mittelterrasse
5.3.1 Brauerei
Das Gebiet der ehemaligen Löwenbrauerei nördlich des Trierer Amphitheaters (zwischen der Trierer Innenstadt und dem Stadtteil Olewig) lag im Bereich der römischen Stadtmauer, die im Zuge eines Neubaus ausgegraben wurde. Für die Dauer der Grabung war so im Unterhang des Petrisbergs, auf 153 m ü. NN - auf einer Felsterrasse der unteren Mittelterrasse (DÖRFLER et al. 1998) - ein Profil aufgeschlossen. Der Petrisberg, der Höhen bis 269 m ü. NN erreicht, ist aus devonischem Hunsrückschiefer aufgebaut, seine Hänge sind bis 30° geneigt. In Höhen über 240 m ü. NN treten zusätzlich die Ablagerungen der unteren Hauptterrasse der Mosel auf. Petrographisch finden sich hier somit reine Tonschiefer sowie Terrassenkiese und -sande.
5.3.2 Laeis-Bucher
Im Zuge des Neubaus des “Ostalleencenters” SW’ des Trierer Hauptbahnhofs wurde ein Teil der römischen Stadtmauer mit vorgelagerten Stadtgräben gegraben. Das Gebiet liegt im östlichen Teil der Trierer Talweite im Bereich der NT 1 (DÖRFLER et al. 1998), die im Osten durch den Petrisberg begrenzt wird (vgl. 5.3.1 Brauerei).
76 5.3.3 Karthäuserfeld
In der heutigen Trierer Südstadt (Trier-Süd) wurde im Innenhof zwischen Saar-, Nikolaus-, Eberhard- und Gilbertstraße ein Straßenzug und Keller des römischen Stadtgebietes mit unterlagernden Sedimenten gegraben. Die Fläche liegt auf dem pleistozänen Schwemmfächer, den der Olewiger Bach in die Trierer Talweite geschüttet hat.
Tab. 5.1: Stratigraphie und Petrographie der in den Arbeitsgebieten anstehenden Gesteine (NEGENDANK 1983)
77 6 ERGEBNISSE
6.1 SCHWEMMFÄCHER
6.1.1 Rehlingen
Beim Bau eines Regenrückhalte- beckens auf dem Schwemmfächers des Rehlinger Baches wurde in etwa 2 m Tiefe ein römischer Ziegelbrennofen gefunden und durch das Rheinische Landesmuseum Trier ausgegraben. Im Zuge der Bauarbeiten konnten in un- terschiedlichen Bereichen des Schwemmfächers Profile aufgenom- men und beprobt werden (Abb. 6.1). Die Oberfläche des Schwemmfächers beträgt etwa 18.000 m², nach Bohrun- gen ist er in seinem distalen sowie zentralen Bereich mehr als 7 m mäch- tig. Daraus ergibt sich ein Schwemm- Abb. 6.1: Übersichtsphoto zu den bearbeiteten Profilen fächervolumen von mehr als 90.000 m³. auf dem Rehlinger Schwemmfächer Stellt man die Profile entsprechend ihrer Höhenlage als Catena dar, erhält man das in Abb. 6.2 dargestellte Bild.
Abb. 6.2: Catena der Profile Rehlingen
Das moselnächste, westlichste Profil im distalen Bereich des Schwemmfächers (GOK: 141,09 m ü. NN), zusammengesetzt aus den Einzelprofilen Rehlingen 3, 9 sowie 6, ist insgesamt etwa 400 cm mächtig. Im oberen Teil ist es durch ein (Rehlingen 3), im unteren Bereich durch zwei Profile repräsentiert (Rehlingen 6, Rehlingen 9). Das Profil Rehlingen 6 (2530624/5498509, Abb. 6.3) wird durch eine Kiesschicht in 138,90-139,22 m ü. NN (Schicht 2) in zwei Teile geteilt, die die Fortsetzung der in Profil Rehlingen 9, Schicht 8 (Abb. 6.7) aufgeschlossenen Kiesrinne bildet. Die liegenden Schichten sind gelblich-braun, in den unteren 65 cm mit
78 Abb. 6.3: Profilzeichnung Rehlingen 6; Le- gende siehe An- hang 4 grau-braunen Hydromorphie- merkmalen. Holzkohle in Schicht 9 (137,55-137,65 m ü. NN) weist ein 14C-Alter von cal BC 7255 (+64/-173) auf. 120 cm darüber - direkt unterhalb der bis zu 140 cm mächtigen Rinne -, datiert Holz- kohle auf cal BC 826 (+69/-25) (vgl. Tab. 6.9, Abb. 6.3, Schicht 3). Die Bodenarten des Feinbodens, toniger und sandiger Lehm sowie die Kiesgehalte zeigen zwei deutliche Sprünge mit der Tiefe (Abb. 6.4): in 137,85 m ü. NN (Schicht 7) ist eine sprunghafte Zunahme, in 138,70 m ü. NN (Schicht 4) - nach einer schwachen kontinuierlichen Abnahme - eine ebenso sprunghafte Abnahme v.a. der Sandfraktionen und der Kiesgehalte festzustellen. Die Kiesfraktion dieser Schichten, die bis zu 40 Gew.-% der Gesamtfraktion ausmacht (Schichten 4 und 7), besteht ausschließlich aus gerundeten Kalktuffen der Feinkiesfraktion in chaotischer, teilweise schwach geschichteter (Schicht 7) Lagerung. Die Gehalte anorganischen Kohlenstoffs (TIC), die in Schicht 7 mit 7,8 Gew.-% ein Maximum erreichen (Abb. 6.4), zeigen in diesen Tiefen im Vergleich zu den hangenden und liegenden Schichten ebenfalls erhöhte Werte. Die Summenkurven der analysierten Proben sind im Anhang 3 dargestellt. Die Gehalte des TOC (0,3-0,4 Gew.-%) und die pH-Werte (8,0-8,3) variieren innerhalb der Schichten 3-9 nur wenig. Schicht 1 ist eine auffällig rote (5 YR 4/6), mindestens 25 cm mächtige tonige Schicht aus Tu3. Die TIC-Werte sind hier geringer als im übrigen Profil (0,1 Gew.-%).
Abb. 6.4: Korngrößenverteilung und Summenparameter imProfil Rehlingen 6
Das Verteilungsmuster der Schwermetalle Ni, Cu, Zn und Pb ist in diesem Profil ähnlich (Abb. 6.5): Die Schichten 8 und 9 enthalten höhere Elementkonzentrationen als die Schichten 4 bis 7, in denen die Gehalte von Ni, Zn und Pb von unten nach oben kontinuierlich ansteigen. Schicht 7 mit dem höchsten Sandgehalt enthält die geringsten Elementkonzentrationen, Schicht 3 enthält erhöhte Konzentrationen. In Schicht 1 sind die Konzentrationen der 4 Elemente am höchsten, bleiben jedoch unter den von KLOKE (1980) angegebenen tolerierbaren Werten und unter den für Lehmböden angegebenen Vorsorgewerten der
79 BBodSchV (1999) (vgl. Tab. 2.15). Besonders die Pb-Konzentrationen liegen deutlich unter den von HINDEL & FLEIGE (1991) angegebenen Gehalten für den geogenen background (Tab. 3.2). Im Vergleich zu der stärker sandigen Schicht 7, in der die geringsten Konzentrationen der Spurenelemente auftreten, wurden die Elemente in den Schichten 9, 3 und 1 angereichert (Abb. 6.5). Besonders deutlich ist die Anreicherung des Pb, dessen Gehalte um das 23- bzw. 24-fache steigen. Vergleicht man die Schichten 3 und 1, die ähnliche Korngrößen aufweisen, so sind die Anreicherungsfaktoren geringer (Ni: 1, Cu: 1,5, Zn: 1,6, Pb: 1). Den Schwermetallen entsprechende Tiefenverläufe und Grenzen sind auch im Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 festzustellen. Die Proben der Schichten 1 und 3 enthalten im Gegensatz zu den anderen Schichten des Profils weniger Alkali- und Erdalkalimetalle als Aluminium, woraus für das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 Werte kleiner 1 resultieren. Das Verhältnis Fe2O3/MnO ist in diesem Profils deutlich einheitlicher: die Werte schwanken in den Schichten 3-9 um 30,7 (s=3,2); Schicht 1 fällt auch hier mit einem maximalen Wert (64,1) auf. Weitere Korrelationen zwischen den physikalischen und chemischen Analysedaten sind in Tabelle 6.1 dargestellt: Die Schwermetallgehalte korrelieren hoch mit dem Anteil des organischen (TOC) und anorganischen Kohlenstoffs (TIC), ebenso wie mit dem Verhältnis von (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3. TOC und TIC korrelieren mit dem Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3.
Abb. 6.5: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren im Vergleich zu Schicht 7 und Hauptele- ment-Verhältnisse im Profil Rehlingen 6
Tab. 6.1: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01) im Profil Rehlingen 6;
4K: K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; n. s.: nicht signifikant
Die Anteile der pedogenen Eisenoxide liegen in Schicht 5 bei 0,58 % und in Schicht 9 bei 1,00 %, in Schicht 1 liegt ihr Anteil bei 1,14 % (Tab. 6.2). Davon entfallen in den Schichten 5 und 9 30% auf die amorphen pedogenen Eisenoxide (Aktivitätsgrad Feo/Fed), in Schicht 1 lediglich 7 % - der geringste Anteil amorpher Eisenoxide in den auf diesem Schwemmfächer analysierten Schichten. Die Werte für Fed/Fet sind in Schicht 9 (0,26) deutlich höher als in den Schichten 5 (0,18) und 1 (0,19). Die Schichten 9, 5 und 1 enthalten Zweischicht- (Kaolin-Gruppe), Dreischicht- (Glimmer-Illit-Gruppe), Vierschicht- (Chlorit-Gruppe) sowie quellfähige Wechsellagerungsminerale (mixed layers) (Abb. 6.6).
80 Tab. 6.2: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profil Rehlingen 6
Schichtung und Korngrößen des Profils Rehlingen 9 (2530624/5498510, Abb. 6.7), das 1,5 m östlich von Profil Rehlingen 6 in gleicher Höhenlage liegt, zeigen einen anderen Aufbau: Die Schichten im Liegenden der Kiesrinne sind gelb-orange, die vorherrschende Bodenart des Feinbodens ist Lt2 (Schicht 9: Lu). Der Kiesgehalt variiert um 6,1 Gew.-% (s=4,5 Gew.- %) (Abb. 6.8) und bleibt im Gegensatz zu Rehlingen 6 unter 15 Gew.-%. Die Summenkurven der analysierten Proben sind im Anhang 3 dargestellt. In diesem Profil werden wie in Rehlingen 6 TIC-Gehalte bis 8 Gew.-% erreicht. Die pH-Werte liegen durchgehend zwischen 8,1 und 8,4, die Gehalte des organischen Kohlenstoffs (TOC) betragen im Mittel 0,5 Gew.-% (s=0,05 Gew.-%). Die Gehalte der Spurenelemente Ni, Cu, Zn und Pb (Abb.6.9) nehmen mit abnehmender Tiefe zu, erreichen und überschreiten jedoch nicht die in der Literatur angegebenen Grenzwerte (Tab. 2.14, 2.15). Schicht 14 vereinigt in sich die geringsten Gehalte des Profils sowie ein unteres schwaches Maximum von Cu (2,4-fach angereichert), Zn (1,5-fach angereichert) und Pb (4-fach angereichert). In den Schichten 11 und 12 wird ein schwaches Zwischenmaximum der Gehalte aller vier Elemente erreicht, im oberen Teil der Schicht 10 werden die maximalen Werte des Profils erreicht. Hier sind die Elementkonzentrationen des Ni um das 1,7-fache, des Cu um das 2,5-fache, des Zn um das 2,4-fache und des Pb um das 12,5-fache des minimalen Profilwertes angereichert.
Abb. 6.6: Röntgendiffraktogramme und Tonmineralgruppen Rehlingen 6; +: vorhanden
81 Abb. 6.7: Profilzeichnung Rehlingen 9
Abb. 6.8: Korngrößenverteilung und Summenparameter imProfil Rehlingen 9
Abb. 6.9: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren im Vergleich zum Minimalwert in Schicht 14 und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Rehlingen 9
82 Das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 erreicht in Schicht 14 den maximalen Wert (5,4), allerdings variieren die Werte innerhalb der Schicht erheblich (x: 4,7, s=1,4) (Abb. 6.9). Nach oben (Schichten 13 und 12) ist eine Abnahme der Werte auf 1,6 festzustellen, denen mit abnehmender Tiefe zunächst Werte um 2,0 (s=0,5, Schichten 11 und 10) und schließlich um 1,0 (s=0,1, Schicht 9) folgen. Das Verhältnis Fe2O3/MnO zeigt stärkere Schwankungen mit der Tiefe: In Schicht 14 wird ein deutlich abgesetztes Maximum erreicht (52,2), in dessen Hangendem (Schichten 13 und 12) die Werte um 37,2 (s=2,6) schwanken. Schicht 11 zeigt ein weiteres Maximum (44,9), über dem die Werte bis zur Oberkante des Profils kontinuierlich auf 21,5 abnehmen. In diesem Profil zeigen die Zn- sowie Pb-Konzentrationen eine negative Korrelation zu den TIC-Gehalten sowie zum Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3. Mit diesem Verhältniswert ist der TIC-Gehalt positiv korreliert (vgl. Tab. 6.3). Auf 137,50 m ü. NN (359 cm unter GOK), im Hangenden der Schicht 9 setzen Rinnensedimente aus kantengerundeten und gut gerundeten vornehmlich dolomitischen Blöcken unterschiedlicher Größe (bis 30 cm) ein (Abb. 6.7). Tab. 6.3: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01) im Profil Rehlingen 9; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; n. s.: nicht signifikant; n=34 bzw. n=8
In ihrem Hangenden (Rehlingen 3, 2530624/5498510, Schichten 8-10, Abb. 6.10, auch Schichten 4-7 in Abb. 6.7) wird die Rinne hier, im Gegensatz zu der tonigen Schicht 1 (Rehlingen 6), von 50 cm mäch- tigen lehmig-sandigen rotbraunen Sedimenten überlagert, die in der Kiesfraktion Quarze und Mergel- gerölle enthält und vermutlich künstlich als Ziegelton aufgetra- gen wurde. In ihrem Hangenden findet sich Ziegelbruch des Ziegelbrennofens in situ (Schicht 7), sowie eine 20 cm mächtige skelettreiche (27,1 Gew.-%), braune Schicht, mit der die TOC-Werte sprung- Abb. 6.10: Profilzeichnung Rehlingen 3 haft von 0,1 auf 0,8 Gew.-% zunehmen (Schicht 6, Abb. 6.11). Diese humose Schicht wird durch Holzkohle auf cal AD 412 (-68/+17) datiert (vgl. Tab. 6.9) und belegt damit die Nutzung des Ziegelbrennofens vor dieser Zeit. Sie korreliert mit der Schicht 2 im Profil Rehlingen 9. Der Gehalt organischen Kohlenstoffs (TOC) erreicht in Schicht 2 mit ebenfalls 0,8 Gew.-% ein zweites Maximum. Der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs (TIC) bleibt bis zu dieser Schicht unter 1,5 Gew.-%, wobei in den Schichten 10-4 ein leichter Anstieg festzustellen ist.
83 Abb. 6.11: Korngrößenverteilung und Summenparameter imProfil Rehlingen 3 Die Korngrößenzusammensetzung im Hangenden der ziegelbruchhaltigen Schicht 7 ist feinkörniger als die des Liegenden: Es herrschen Schichten mit höherem Siltgehalt vor (Bodenarten: Tu3 sowie Lu). Der Kiesgehalt ist innerhalb des Profils sehr gering, allerdings finden sich differenzierte Bereiche mit erhöhten Werten: In 110 cm unter GOK (Oberkante Schicht 4) ist ein feinkiesiges Kondensatband ausgebildet - ab dieser Tiefe zeigt das Profil schwache, nach unten zunehmende Manganfleckung -, in 70 cm und 122 cm unter GOK (Schichten 2 und 4/5) finden sich im Profil angewitterte Kalktuffgerölle. Die Summenkurven der analysierten Proben sind im Anhang 3 dargestellt. Während in den unteren Schichten 8 bis 10 der pH- Wert Werte über 8 erreicht, liegen die Werte der hangenden Schichten bei pH 7,7 bis 8. Die obersten homogenen 40 cm des Profils (Schicht 1) weisen einige Besonderheiten auf: Die Sandfraktion nimmt ebenso wie der Kiesanteil deutlich zu; Diesem Trend folgt auch der Wert des anorganischen Kohlenstoffs (TIC), der von 0,7 auf 3,4 Gew.-% ansteigt. Während in den liegenden Schichten 2 bis 4 ein subpolyedrisches Gefüge ausgebildet ist, ist das Gefüge dieser Schicht krümelig. Die geringsten Gehalte aller vier Schwermetalle weist die in sandiger Fazies anstehende Schicht 10 auf (Abb. 6.12). Die Ni-Gehalte bleiben auch in den Schichten 8 und 9 unter den Gehalten der hangenden Schichten, die in Schicht 5 ein erstes Maximum aufweisen (49 mg/kg). An der Oberkante der Schicht 2 ist ein zweites Maximum (52 mg/kg) ausgebildet. Die geringsten Gehalte innerhalb der lehmigen Schichten 6 bis 1 werden in Schicht 6 (37 mg/kg) erreicht. Daraus ergeben sich die in Tabelle 6.4 angegebenen Anreicherungsfaktoren. Die Cu-Konzentrationen sind in Schicht 6 und ebenfalls an der Oberkante von Schicht 2 maximal. In den Schichten 3, 4 und 5 sowie im unteren Bereich von Schicht 2 schwanken die Gehalte um x=27 mg/kg (s=2 mg/kg). Die Zn-Gehalte zeigen in den gleichen Positionen stärker ausgeprägte maximale Werte. Im Gegensatz zu der Tiefenverteilung des Cu liegt das Minimum innerhalb des Profils an der
Abb. 6.12: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältniswerte im Profil Rehlingen 3
84 Tab. 6.4: Anreicherungs- faktoren der Spuren- elemente im Profil Rehlingen 3
Unterkante von Schicht 2. Innerhalb der sandig-lehmigen Schichten 8 bis 10 wird in Schicht 9 das zweithöchste Konzentrationsmaximum des Profils erreicht. Die Verteilung der Pb-Gehalte fällt durch ein extremes Maximum in Schicht 6 auf: Hier wird ein Gehalt von 104 mg/kg erreicht, der über dem in der BBodSchV (1999) angegebenen Vorsorgewert (AAS, 70 mg/kg) und über dem von KLOKE (1980) tolerierbaren Wert von 100 mg/kg liegt (Tab. 2.14, 2.15). Damit ist in dieser Schicht das Pb gegenüber dem Minimalwert von 22 mg/kg in Schicht 2 um das 4,7-fache erhöht (vgl. Tab. 6.4). Im übrigen Profil schwanken die Pb-Gehalte um x=26 mg/kg (s=2 mg/kg). Die Werte des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 sind innerhalb des Profiles sehr einheitlich (x=0,9, s=0,1), lediglich Schicht 1 zeigt einen erhöhten Wert (1,8). Über das Verhältnis Fe2O3/MnO lässt sich das Profil stärker differenzieren: die Schichten 2 und 3 weisen gegenüber den Schichten 1 und 4 höhere Werte auf, die in den Schichten 5 und 6 mit der Tiefe wieder leicht zunehmen. Die liegenden Schichten 8- 10 weisen mit x=45,2 (s=4,6) die höchsten Werte auf. Signifikante Korrelationen ergeben sich zwischen Ni und den Korngrößenklassen, Cu lässt sich mit dem Gehalt organischen Kohlenstoffs korrelieren. Der Gehalt organischen Kohlenstoffs ist negativ mit dem pH- Wert korreliert, der Gehalt des anorganischen Kohlenstoffs positiv mit dem Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (Tab. 6.5).
Tab. 6.5: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01) im Profil Rehlingen 3; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; n. s.: nicht signifikant; n=16 bzw. n=10
Das östlichste Profil auf diesem Schwemmfächer (2530640/5498520, Rehlingen 1, vgl. Abb. 6.13) hat ein Mächtigkeit von 155 cm, die GOK liegt bei 142,32 m ü. NN. Es ist farblich durch gelbliche Brauntöne gekennzeichnet. Die unterste aufgeschlossene Schicht (Schicht 9) ist krümelig ausgebildet und führt in der Kiesfraktion (14 Gew.-%) kantengerundete bis gut gerundete Dolomite, umgelagerte Kalktuffe sowie vereinzelt gut gerundeten Ziegelbruch. Sie datiert auf cal AD 1600 (-116/+27) (Tab. 6.9). Die hangende Schicht 8 weist ein schwach polyedrisches Gefüge, ansonsten ähnliche texturelle Eigenschaften wie Schicht 9 auf. Die Bodenart des Feinbodens der unteren Schichten ist Lu und Ls2. Die beiden Schichten werden durch grobkiesführende Rinnensedimente mit bis zu 80 cm großen, gerundeten Blöcken diskordant geschnitten: Diese Schicht deutet sich im Profil in einer Schicht mit 60 Gew.-% gerundeten, teilweise kalkumkrusteten Dolomiten der Kiesfraktion an (Schicht 8) (Abb. 6.14). Die hangenden Schichten (7 und 6) zeigen dunklere braune Farben, bestehen aus Tu2 und Tu3 mit 6,5 und
85 3,4 Gew.-% Kies. Sie zeigen deut- lich hydromorphe Merkmale und ein subpolyedrisch-säuliges Ge- füge. Die Summenkurven der ana- lysierten Proben sind im Anhang 3 dargestellt. Die TOC-Werte steigen in Schicht 6 auf 1 Gew.-%; Die TIC-Werte dagegen fallen von 4,8 Gew.-% in Schicht 8 auf 2,7 Gew.-% in Schicht 6. Die Oberfläche der Schicht 6 liegt auf 141,32 cm ü. NN (100 cm unter GOK), der gesamte Schicht- komplex (6 und 7) keilt 12 m Abb. 6.13: Profilzeichnung Rehlingen 1 westlich aus, nachdem seine Oberfläche kontinuierlich auf 140,59 m ü. NN abgesunken ist. Holzkohle aus Schicht 6 datiert auf cal AD 1658 (-13/+297) (Tab. 6.9). Darüber ist - konkordant - wiederum eine etwa 30 cm mächtige Schicht (5) gut bis mittel gerundeter dolomitischer Kiese geschüttet, in der Feinkies- und Sandfraktion sind zudem Kalktuffe zu finden. Eine einseitig glasierte Irdenwarenscherbe datiert diese Schicht in das 17. oder 18. Jahrhundert. Von 141,62 m ü. NN bis zur heutigen Oberfläche (Schichten 1-4) sind feinkörnige Sedimente aufgeschlossen, der Kiesgehalt bleibt unter 2,5 Gew.-%; Die Oberbodenschicht 1 besteht aus Lu mit 14 Gew.-% Kies. Auch diese feinkörnigen Schichten weisen hydromorphe Merkmale auf, die Farbe wird nach oben hin dunkler und wechselt von gelblichem braun zu braun. Die Summenkurven der analysierten Proben sind im Anhang 3 dargestellt. Der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs (TIC) variiert mit s=0,8 Gew.-% um x=3,6 Gew.-% und der pH- Wert fällt zum Oberboden von 8,1 auf 7,5 ab. Der Gehalt organischen Kohlenstoffs (TOC) nimmt ab einer Tiefe von 22 cm unter GOK zum Oberboden auf 2,1 Gew.-% zu.
Abb. 6.14: Korngrößenverteilung und Summenparameter imProfil Rehlingen 1
Die Ni-, Cu-, Zn- und Pb-Konzentrationen (Abb. 6.15) in diesem Profil zeigen unterschiedliche Verteilungen: In Schicht 7 haben die Gehalte von Ni, Cu und Pb in Schicht 7 ein schwaches Maximum, das die Zn-Konzentrationen bereits in Schicht 8 erreichen. Die Erhöhung der Konzentrationen spiegelt sich in den Anreicherungsfaktoren wider. Im oberen Profilabschnitt (Schichten 1-4) steigen die Cu-, Zn- und Pb-Konzentrationen zum Oberboden (Schicht 1) an, wobei im Falle des Cu der in der BBodSchV (1999, Tab. 2.15) angegebene Vorsorgewert für lehmig-schluffige Böden überschritten wird. Der Anreicherungs- faktor des Cu liegt bei 4,2 (Schichten 1 bis 4), während er bei den anderen Elementen in beiden Profilabschnitten unter 2 bleibt.
86 Abb. 6.15: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 9 (Cu: Schicht 8) bzw. Schicht 4 oben und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Rehlingen 1
Der Quotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 steigt in den Schichten 8 und 9 von unten nach oben an und zeigt in Schichten 6 und 7 wieder geringere Werte. Im oberen Profilteil nehmen die Werte der Schichten 2 (unten) bis 4 mit Ausnahme der Schicht 4(oben) ab. Der obere Bereich von Schicht 2 sowie Schicht 1 zeigen demgegenüber erhöhte Werte. Die Werte des Verhältnisses Fe2O3/MnO nehmen in den Schichten 6 bis 9 von unten nach oben zu, und erreichen in Schicht 6 den maximalen Wert dieses Profils (46,6). In den Schichten 4 (16,8) bis 1 (23,2) nehmen die Werte von unten nach oben leicht zu. Innerhalb des Gesamtprofils korrelieren die Cu- und TOC-Werte, die pH- und die TOC-Werte sowie die TIC-Werte mit dem Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (vgl. Tab. 6.6). Tab. 6.6: Signifikante Korrelationen (**:α<0,01) im Profil Rehlingen 1; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; n. s.: nicht signifikant; n=12
Dieses Bild wird durch ein weiteres Profil (Rehlingen 2, 2530635/5498523, ohne Abb.) in ähnlicher Reliefposition ergänzt, dessen Parameter teilweise signifikant mit den Parametern des Profils Rehlingen 1 korrelieren (Tab. 6.7): Die Oberkante dieses Profils liegt auf 142,48 m ü. NN, die Basis des Aufschlusses auf 141,10 m ü. NN. Auch dieses Profil wird durch eine Kiesschicht (3, etwa 15 cm mächtig) geteilt: Die liegende Schicht 4 besteht aus Lu mit einem Kiesgehalt von 11,6 Gew.-% sowie TIC-Gehalten von 3,2 Gew.-%, Schicht 5 darunter ist humos (0,9 Gew.-%) mit säulig brechendem Gefüge. Sie wird durch Holzkohle auf cal AD 1783 (-131/+172) datiert (Tab. 6.9); Beide Schichten zeigen deutliche Tab. 6.7: Signifikant korrelierende Parameter der Profile Rehlingen 1 und Rehlingen 2 (**: α<0,01, *:α<0,05)
87 14C: cal. AD 703
14C: cal. AD 1783
Abb. 6.16: Korngrößenverteilung und Summenparameter imProfil Rehlingen 2
Hydromorphiemerkmale. Die Oberkante der Schicht 5 liegt auf 141,83 m ü. NN, also 50 cm höher als im Profil Rehlingen 1. Zwischen den Schichten 5 und 6 ist in 80 cm unter GOK eine schwach ausgeprägte Kieslage ausgebildet: Sie trennt die hangenden von der feinsäulig brechenden liegenden Schicht 6. Die kompakte Basisschicht 7 zeigt schwach hydromorphe Merkmale. Die Schichten in diesem unteren Profilteil sind - bis auf Schicht 4 (s.o.) - ebenso wie die des unteren Abschnittes in Rehlingen 1 durch tonige Bodenarten gekennzeichnet (Schicht 7: Tu4, Schichten 6 und 5: Tu3). Die pH-Werte liegen im Bereich zwischen 7,8 und 8,1. Die Summenkurven der analysierten Proben sind im Anhang 3 dargestellt. Die älteste aufgeschlos- sene Schicht an der Basis des Profils (141,20 m ü. NN) wird durch Holzkohlen auf cal AD 703 (-18/+67) datiert (Tab. 6.9). Sie ist somit deutlich älter als die Basis von Profil Rehlingen 1. Über der Kiesschicht 3 ist ebenfalls feinkörniges Material (Ut4 und Lu) sedimentiert, das nur geringe Kiesanteile enthält (max. 2,1 Gew.-%, Abb. 6.16). Zum Oberboden (Schicht 1) nimmt der Gehalt des organischen Kohlenstoffs auf 1,8 Gew.-% zu, der pH-Wert sinkt von 8 auf 7,7. Auch hier zeigen sich - nach oben abnehmende - Hydromorphiemerkmale, es ist ein schwaches polyedrisches Gefüge entwickelt. Die Oberbodenschicht 1 weist ein Krümelgefüge auf. Im Oberboden (Schicht 1) treten die höchsten Gehalte der Spurenelemente Cu, Zn und Pb auf (Abb. 6.17), auch hier überschreiten die mit einem Faktor von 3,6 am stärksten angereicherten Cu-Konzentrationen die Vorsorgewerte der BBodSchV (1999) (Lehmböden: 40 mg/kg, Tab. 2.15). Die Ni-Gehalte schwanken im oberen Profilabschnitt um x=44 mg/kg (s=1 mg/kg). Unterhalb der Kiesschicht 3 weisen die Schichten 4
Abb. 6.17: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht4 (Minimum) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Rehlingen 2
88 und 7 minimale Gehalte, die Schichten 5 und 6 dagegen erhöhte Werte auf. Die Verhältniswerte der Hauptelemente zeigen wenig Besonderheiten: Das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 zeigt in den Schichten 1, 2 und 4 (x=1,8, s=0,2) gegenüber den Schichten 5, 6 und 7 (x=1,1, s=0,1) erhöhte Werte. Das Verhältnis Fe2O3/MnO nimmt im oberen Profilteil kontinuierlich von unten nach oben ab, in den Schichten 4 bis 7 schwanken die Werte um x=22,4 (s=1,7). Sie zeichnen nicht die makroskopisch vorgefundenen Hydromorphiemerkmale nach. Hohe positive Korrelationen bestehen zwischen den Cu- und Pb-Konzentrationen und den TOC-Gehalten sowie zwischen den TIC-Gehalten und dem Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (Tab. 6.8).
Tab. 6.8: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01) im Profil Rehlingen 2; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; n. s.: nicht signifikant; n=9
Zwischen den bisher beschriebenen Profilen liegt ein 200 cm mächtiges Profil (Rehlingen 4, 2530625/5498516, vgl. Abb. 6.18). Die Schichten unter der heu- tigen Oberfläche auf 141,70 m ü. NN reichen bis zu einer ziegelbruchhaltigen Schicht auf 139,70 m ü. NN, die mit Schicht 7 (Rehlingen 3) korreliert werden kann. Der Sedimentaufbau ist mit Tu3, Lu und Tu4, der Kiesanteil bleibt unter 1 Gew.-% (Abb. 6.19), sehr homogen. Die Summenkurven der analysierten Proben sind im Anhang 3 dargestellt. Die Farbe ist im gesamten Profil gelblich-braun, nur der Oberboden ist etwas dunkler. Dem Schichtenpaket fehlt also oberhalb des römischen Ziegelbruchs eine Gliederung durch dunkle, humose Schichten, wie sie in Profil Rehlingen 3 aufgeschlossen sind. Abb. 6.18: Profilzeichnung Rehlingen 4 Innerhalb des Profils Rehlingen 4 steigt der TOC-Gehalt zum Oberboden (Schicht 1) auf 1,7 Gew.-%, der pH sinkt in den oberen 40 cm von 8 auf 7,8 (Abb. 6.19). Die schwache Änderung der Korngrößenzusammensetzung auf 140,30 m ü. NN (Abb. 6.19) v.a. in der Sandfraktion betont eine Feinkieskondensatschicht (Schicht 4). Das Liegende dieser Schicht ist mangangefleckt (max. 5 %). Auf 140,50 m ü. NN sind angewitterte Kalktuffe angereichert. In ihrem Hangenden ist die Schicht 3 bis in eine Höhe von 141,35 m ü. NN polyedrisch-säulig ausgebildet. Die heutige Oberfläche (Schicht 1), die durch eine Übergangsschicht 2 von Schicht 3 getrennt wird, weist ein krümeliges Gefüge auf. Die Ni- (x=46 mg/kg, s=2 mg/kg) und Pb-Gehalte (x=25 mg/kg, s=3 mg/kg) variieren innerhalb des gesamten Profils nur wenig. Cu und Zn weisen in Schicht 5 eine leichte Abnahme der Gehalte nach oben auf, steigen im unteren Bereich von Schicht 3 auf maximale Werte, die das Zn bis zur Oberfläche (Schicht 1) beibehält (x=75 mg/kg, s=4 mg/kg). Die Cu-Gehalte nehmen zunächst zur Oberkante von Schicht 3 ab und in Schicht 2 und 1 wieder zu (Anreicherungsfaktor in diesem Bereich: 1,6). Die Quotienten der Hauptelemente sind innerhalb des Profils sehr einheitlich: Das Verhältnis
(K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 weist im unteren Bereich von Schicht 3 ein Maximum auf, ebenso nimmt
89 Abb. 6.19: Korngrößenverteilung und Summenparameter imProfil Rehlingen 4
Abb. 6.20: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Rehlingen 4
es zum Oberboden hin leicht zu (x=1,0 s=0,3). Das Verhältnis Fe2O3/MnO schwankt in Schichten 1 bis 3 nur schwach um x=23,8 (s=0,8), in Schicht 5 oszillieren die Werte stärker um x=20,9 (s=5,4) (Abb. 6.20).
Landnutzungswandel
Im Vergleich mit der heutigen Landnutzung im Einzugsgebiet des Rehlinger Schwemmfächers (vgl. Kap. 6.1.1) nehmen Siedlungs- und Waldareale auf der Karte der „Kartenaufnahme der Rheinlande durch Tranchot und v. Müffling von 1801-1828“, Blatt 232 Wincheringen (1817) (Abb. 6.21) vergleichbar große Areale ein (3 bzw. 6 %, vgl. Tab. 6.10), die auch in Lage und Ausdehnung konstant blieben. Preußische Aufforstungsmaßnahmen im 19. Jh. können also auf den guten Böden - bis auf kleinere Waldareale im SW auf NE-exponierten Hängen - ausgeschlossen werden, östlich der Siedlung Soest wurde seit der Karten- aufnahme 1801-1828 ein Waldgebiet gerodet. Weinbergsanlagen, die heute 9 % der Einzugsgebietsfläche einnehmen, wurden in dieser Zeit nicht kartiert: Diese Flächen sind, ebenso wie weite Teile des heutigen Grünlands, als Ackerland (84 %) ausgewiesen. Das Grünland, das auf dieser Karte 6 % einnimmt, folgt wie heute den Bachläufen. Nur kleine Areale (insgesamt etwa 1 %) sind als Gebüsch, Rutschungen oder steile Böschungen ausgewiesen.
90 Tab. 6.9: 14C-Datierungen Rehlingen; HK: Holzkohle
Abb. 6.21: Landnutzung im Rehlinger Einzugsgebiet zu verschiedenen Zeiten
91 Tab. 6.10: Landnutzung [%] Rehlingen
Für das Einzugsgebiet des Rehlinger Schwemmfächers liegen mit der Kartenaufnahme durch Ferraris (1770-1778) (Blatt Wolmerdange) auch für das Ende des 18. Jahrhunderts flächenhafte Informationen zur Landnutzung vor (Abb. 6.21): Mit der Ausnahme zweier Waldareale im SE, die zwischen 1770-1778 und 1801-1828 gerodet wurden, zuvor bereits 1564 urkundlich erwähnt wurden („Severisch“, FISCH 1960), sind die Waldareale dieser Zeit (8 %) in ihrer Lage und Ausdehnung mit den später kartierten zu vergleichen. Auch zu dieser Zeit liegt das Grünland (4 %) entlang der Bäche, wie auch die Siedlungen. Auf dieser Karte ist im SW eine Weinbergsfläche (1 %) kartiert. GRAAFEN (2000) berichtet von spätmittelalterlichem Weinbau an der Obermosel, der mit dem 30jährigen Krieg aufgegeben wurde sowie von der Neuanlage von Weinbergen zwischen 1887 und 1939. Die Waldgebiete des Saargaus sind bereits in der „Mappa Geographica kurtrierischer Ämter“ von A. Mercator (1566) schematischzu erkennen (VOLTMER & WEISENSTEIN 1996, S. 65), so dass diese Waldungen seit dem Spätmittelalter als planvoll bewirtschaftete Holzreserven gelten können, deren Ausdehnung nur gering schwankte. Der Ortsname Rehlingen gehört ebenso wie der Name Wincheringen zu den -ingen Ortsnamen, die traditionell als fränkisch angesehen werden, was im Fall von Wincheringen und nunmehr auch Rehlingen (mündl. Mitt. Dr. H. LÖHR) archäologisch bestätigt werden kann. Über den Ursprung der Orte liegt jedoch keine bestimmte Nachricht vor. Die urkundliche Ersterwähnung für Rehlingen stammt aus dem 12. Jahrhundert, als der Ort zum Trierer Stift St. Simeon gehörte. Wincheringen wird 893 im Güterverzeichnis der Abtei Prüm zum ersten Mal
Abb. 6.22: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet des Schwemmfächers bei Rehlingen
92 urkundlich erwähnt, gehört im 12. Jh. aber ebenso wie Fisch, Rehlingen und Soest zum Besitztum von St. Simeon. Soest Ersterwähnung stammt aus dem Domkapitel aus der Zeit von 980-1080 (FISCH 1960). Dass die Besiedlung innerhalb eines 1 km-Puffergebietes um das Einzugsgebiet noch älter ist, zeigt die Karte der im Rheinischen Landesmuseum archivierten Fundstellen (vgl. Abb. 6.22): Mittelalterliche Funde sind in Köllig und Wincheringen nachzuweisen und eine Besiedlung zu fränkischer Zeit ist v.a. durch eine Anzahl Gräber entsprechender Zeitstellung belegt. Auffällig ist die große Zahl von Funden aus der Römerzeit, die auf eine relativ gute Prospektion und gute Sichtbarkeit im heute überwiegend agrarisch genutzten Saargau zurückgehen und deren Verbreitungsbild sich einem realistischen Siedlungsbild annähren dürfte. Auch Funde vorgeschichtlicher Siedlungsstellen und eine große Zahl von Einzelfunden dieser - nicht weiter differenzierten - Zeitscheibe „Vorgeschichte“ sind für dieses Gebiet belegt. Neben den in Tab. 4.3 dargestellten Moselhochwassern wird in der Ortschronik Wincheringen von einem strengen Winter 1142/1143 mit nachfolgenden großen Überschwemmungen im Moseltal berichtet. Im Winter 1709 herrschte eine ungewöhnliche Kälte, so dass die Gewässer mit über 1 Meter dickem Eis bedeckt waren und Frost noch im Juli eintrat. Darauf folgte Trockenheit. 1792 oder 1793 kam es einige Tage vor Peter und Paul zu einem schrecklichen Wolkenbruch über Wincheringen (FISCH 1960).
6.1.2 Fisch
Der Schwemmfächer
Auf dem Schwemmfächer, den der von Fisch kommende Bach ins Manne- bachtal geschüttet hat, wurde eine be- reits seit 1940 bekannte römische Villa angegraben, die den gesamten Talgrund quert, so dass der Bach offenbar für beherrschbar gehalten wurde und in die Anlage integriert war. Im Zuge dieser Ausgrabung wurden die vor und nach dem Bestehen der Villa abgelagerten Sedimente untersucht. Die Oberfläche des Schwemmfächers beträgt etwa 12.000 m², seine Mächtigkeit ist in den aufgeschlossenen Profilen im Bereich der randlichen Schwemmfächerwurzel Abb. 6.23: Lage der bearbeiteten Profile auf dem Schwemm- maximal 2 m. In Abbildung 6.23 ist die fächer Fisch Lagen der Profile, in Abbildung 6.24 ihre Höhenlage als Catena dargestellt. Das am weitesten westlich auf der Wurzel des Schwemmfächers gelegene Profil Fisch 1 (2535714/ 5497465vgl. Abb. 6.25), ist insgesamt 225 cm mächtig und liegt mit seiner gestörten Oberkante auf max. 277,54 m ü. NN. Das an der Basis des Profils aufgeschlossene Liegende, dessen Oberkante zwischen 275,38 m ü. NN und 276,17 m. ü. NN liegt, besteht aus gelben und grauen Mergeln aus Muschelkalkmaterial sowie eingeregelten roten und gelben Sandsteinen, die dort nach SW einfallen (Schichten 7 und 8) und wird als pleistozäne Fließerde aufgefasst. Das Profil wurde oberhalb der Fließerden durch zwei Profilsäulen bearbeitet, die anschließend zusammengesetzt wurden. Die Bodenfarben im Profil werden durch braun- orange Töne dominiert. Die Bodenarten des Feinbodens variieren innerhalb des Gesamtprofils zwischen Lt2 und Ls2. Die Kiesfraktion, die maximal 8,9 Gew.-% umfasst (Schicht 4, Abb. 6.26), besteht aus stets gut gerundeten Sandsteinen des unteren Muschelkalks (mu1) und des oberen Buntsandsteins (so). Dolomite aus dem höchsten Teil des Einzugsgebiets fehlen, ebenso ist nur in wenigen Proben anorganischer
93 Abb. 6.24: Darstellung der Profile (Fisch) in einer Catena (Überhöhung 2x)
Kohlenstoff (TIC) enthalten (max. 0,4 Gew.-% in Schicht 6). Auch der Gehalt organischen Kohlenstoffs bleibt insgesamt sehr gering (max. 0,3 Gew.-%). Der pH-Wert der Proben schwankt zwischen 7,4 und 7,7, im oberen Teil des Profils nimmt er leicht zu. In Schicht 6 ist eine schwache Gefügeentwicklung sowie eine TOC-Anreicherung zu erkennen. Schicht 5 wird in 276,20 m ü. NN durch Holzkohle auf cal BC 1523 (+21/-5) und Schicht 4 auf cal BC 54 - AD 3 datiert. Holzkohle aus der humosen Oberflächenschicht 3 stammt aus dem Jahr cal AD 408 (-27/+17). Die Rinnensedimente der Schicht 9 entsprechen dieser Zeitstellung (cal AD 392 (-14/+21). Sie enthalten eine große Menge römischen Ziegelbruchs und weitere Trümmerfragmente. Holzkohle aus Grube 2 datiert auf cal BC 63 - AD 52, aus der Eingrabung 1 auf cal AD 129 (-47/+81) (Tab. 6.14). Die Oberkante des Profils wird durch Gruben (Schicht 1 und 2) und Rinnensedimente (Schicht 9a, b) geschnitten. Über der humosen Schicht 3 sind im gestörten Bereich poströmische Kolluvien erkennbar. Schicht 8 weist für Ni, Cu und Zn die höchsten Spurenelementgehalte im Profil auf (Abb. 6.27), die Pb-Gehalte bleiben hier unter ihrem Maximalwert. Der Ni-Mittelwert der Schichten 6 bis 3 beträgt x=30 mg/kg (s=4 mg/kg). Die Ni-Konzentrationen nehmen bis zum unteren Bereich der Schicht 6 ab, zeigen in der selben Schicht ein zweites Maximum, in Schicht 5 ein Minimum sowie in Schicht 4 stark variierende Werte mit einem weiteren Minimum. Die Cu-Gehalte sinken von Schicht 8 nach oben rasch ab und bleiben in den Schichten 6 bis 3 unter einem Wert von 30 mg/kg (x=22 mg/kg, s=4 mg/kg). Sie erreichen in den
Abb. 6.25: Profilzeichnung Fisch 1
94 Abb. 6.26: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Fisch 1
Abb. 6.27: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Fisch1
95 untersten Schichten 7 und 8 Konzentrationen, die über den in der BBodSchV (1999, Tab. 2.15) angegebenen Vorsorge- und den in der AbfKlärV (1992) (Tab. 2.14) angegebenen Grenzwerten liegen. Die Zn-Gehalte sinken ebenfalls zunächst in den Schichten 8 und 7, steigen in Schicht 6 auf ein schwächeres Maximum an, zeigen in Schicht 5 wiederum ein schwaches Minimum (58 mg/kg), und oszillieren schließlich bis zur Oberkante des Profils um den Wert x=63 mg/kg (s=4 mg/kg). Die Pb-Gehalte steigen ebenfalls an Unterkante der Schicht 6 an, im Hangenden variieren sie mit nur schwacher Konzentrationserhöhung zum Oberboden um den Wert x=17 mg/kg (s=2 mg/kg). Der Quotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 , im gesamten Profil < 1, zeigt an der Unterkante der Schicht 6 einen maximalen Wert (0,6), der nach einem deutlichen Abfall und einem folgenden allmählichen Anstieg erst in Schicht 3 wieder erreicht wird (x der Schichten 5 bis 3: 0,5, s=0,02). Das Verhältnis Fe2O3/MnO weist in den Schichten 7 und 8 maximale Werte auf, in den Schichten 6 bis 3 variieren die Gehalte um den Wert x=27 (s=4,2) (Abb. 6.27). Innerhalb des Gesamtprofils korrelieren die Werte des anorgani- schen Kohlenstoffs mit dem Sandgehalt sowie dem Siltgehalt (vgl. Tab. 6.11). Tab. 6.11: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01) im Profil Fisch 1; n. s.: nicht signifikant; n=8
Das zweite Profil (Fisch 2, 2535720/5497461, Abb. 6.28) unter dem Estrich des römischen Villen- gebäudes ist 100 cm mächtig. Die Schichten lassen sich gut mit den Schichten aus Profil 1 korrelieren (vgl. Tab. 6.12): Der Estrich lagert diskordant auf den liegenden Sedimenten, die also abplaniert wurden. Auch hier sind die Bodenarten des Feinbodens Lt2 und Ls2. Die Kiesfraktion bleibt im gesamten Profil unter 5 Gew.-% und enthält auch hier gut gerundete gelbe und rote Sandsteine, wobei die gelben Sandsteine des unteren Muschelkalks deutlich überwiegen; Auch in diesem Profil sind keine Dolomite kaum anorganischer Kohlenstoff enthalten. Der Anteil organischen Kohlenstoffs bleibt mit max. 0,2 Gew.-% sehr gering. Der pH-Wert schwankt zwischen 7,5 und 7,9 (Abb 6.29). Die Ni-Gehalte, die nach oben sehr schwach ansteigen, variieren innerhalb des Profils um x=29 mg/kg (s=3 mg/kg), die Pb-Konzentrationen um x=15 mg/kg (s=2 mg/kg) (Abb. 6.30). Cu zeigt in Schicht 4 und in Schicht 2 erhöhte Werte. Ebenso verhält es sich mit den Zn-Gehalten, allerdings sind die Extremwerte weniger ausgeprägt. Die Quotienten zeigen innerhalb des Profils keine Auffälligkeiten (x/s: (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 : 0,5/0,02, Fe2O3/MnO: 23,6/2,6). Ein weiteres, nicht beprobtes Profil (Fisch 3) liegt ebenfalls unter dem Villengebäude (vgl. Abb. 6.31): Neben den Rinnensedimenten des Profils Fisch 1 (Schicht 9a,b) sind auch hier Rinnensedimente mit römischen Scherben aufgeschlossen, in die das Villenfundament eingetieft wurde. Bei der Bodenfracht
Tab. 6.12: Korrelierende Schich- ten der Profile Fisch 1 und Fisch 2
Abb. 6.28: Profilzeichnung Fisch 2
96 Abb. 6.29: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Fisch 2
Abb. 6.30: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Fisch 2
handelt es sich der Rinnen- sedimente um kanten- gerundete bis gerundete Sand- steine mit max. 4 cm Kanten- länge, wobei Fein- bis Mittel- kies den Hauptbestandteil bilden. Stratigraphisch sind die Sandsteine v. a. dem unte- ren Muschelkalk, vereinzelt dem oberen Buntsandstein zuzurechnen. Die nach oben und zur Rinnenmitte feinkör- niger werdenden Sedimente bestehen aus Schluffen und Sanden, häufig in Wechsel- Abb. 6.31: Profilzeichnung Fisch 3 lagerung, mit eingeschalteten Tonlinsen und Feinkiesen. Das Profil Fisch 4 (2535752/5497448, vgl. Abb. 6.32) liegt südöstlich des Villengebäudes. Die Oberkante des Profils liegt auf 275,01 m ü. NN (die heutige GOK ist gekappt). Es ist insgesamt 88 cm mächtig und kann v.a. aufgrund der Farben in 3 Schichten untergliedert werden: Schicht 1 ist dunkel rotbraun, Schichten 2 und 3 sind schwach braun und braun. Die Korngrößenzusammensetzung des Feinbodens ist im gesamten Profil Ls2 und ähnelt sehr der Korngrößenverteilung im Profil Fisch 2. Der Anteil der
97 Kiesfraktion beträgt 1,7- 6,8 Gew.-% und besteht vor- nehmlich aus gerundeten Sandsteinen (Abb. 6.33). Die Summenkurven der analy- sierten Proben sind im An- hang 3 dargestellt. Die unterste Schicht 3 da- tiert nach Holzkohlen auf cal BC 291 (+30/-21) (vgl. Tab. 6.14) und enthält mittig sehr viel Brandlehm. In der hang- Abb. 6.32: Profilzeichnung Fisch 4 enden Schicht 2 ist ein Subpolyedergefüge entwik- kelt. Im unteren Bereich ist diese Schicht wie ihr Liegendes manganfleckig. Schicht 1 weist einen leicht erhöhten Gehalt organischen (TOC: 0,3 Gew.-%) sowie anorganischen Kohlenstoffs (TIC: 0,3 Gew-%) auf. Sie enthält neben Sandsteinstückchen auch Kulturschutt wie Ziegel- und Dachschieferbruch, ist also römisch oder wenig jünger. Der pH-Wert liegt im leicht basischen Bereich (7,6-7,9) und nimmt zum Oberboden hin etwas zu (Abb. 6.33).
Abb. 6.33: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Fisch 4
Die Gehalte der Spurenelemente zeigen mit der Tiefe ähnliche Verläufe (Abb. 6.34): Schicht 2 enthält die geringsten Konzentrationen von Ni, Cu und Zn, Schicht 1 die höchsten. Die Pb-Konzentrationen nehmen von unten nach oben zu. Die Anreicherungsfaktoren der Elemente Ni, Cu und Zn liegen bei maximal 1,8, bei Pb beim 11,5-fachen (Abb. 6.34). Letztere erreichen damit Werte, die über den Orientierungswerten (KLOKE 1980), Grenz- (AbfKlärV 1992) und Vorsorgewerten (BBodSchV 1999) für dieses Metall liegen (Tab. 2.14, 2.15).
Die Verhältniswerte variieren innerhalb des Profils wenig: (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 ist im gesamten Profil < 1 (x=0,51, s=0,03). Fe2O3/MnO schwankt um x=24,9 (s=1,8). Korrelationen wurden aufgrund des geringen Probenumfangs (n=3) nicht berechnet. Das südöstlichste Profil, Fisch 5 (2535742/5497447, vgl. Abb. 6.35), ist 120 cm mächtig, seine Oberkante liegt auf 275,02 m ü.NN. Es liegt direkt auf dem anstehenden Buntsandstein und reicht bis zur heutigen Oberfläche. Die Farben des Profils sind rötliches Braun, nach oben dunkler werdend. Entsprechend der sandigen Textur des Buntsandsteins sind die Bodenarten des Feinbodens im unteren Teil des Profils (Schichten 1 bis 3) Slu und Sl4. Die Kiesfraktion, die in diesem Teil des Profils bis 52,7 Gew.-% (Schicht 2) beträgt (Abb. 6.36), besteht im gesamten Profil aus schwach kantengerundeten Sandsteinen bis 5 cm, vornehmlich des so, vereinzelt auch des mu1. Das Feinbodenmaterial der hangenden Schichten bestehen
98 Abb. 6.34: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht2 und Hauptele- ment-Verhältnisse im Profil Fisch 4
aus Ls2 sowie bis 13,2 Gew.-% Kies (Schicht 4). Die Proben un- terscheiden sich durch einen geringeren Tongehalt (< 22 Gew.-%) von den Pro- ben der anderen Profile die- ses Untersuchungsgebietes. Der Gehalt organischen Koh- lenstoffs (TOC: 1,8 Gew.-% in Schicht 6) nimmt zum Oberboden zu, in die gleiche Abb. 6.35: Profilzeichnung Fisch 5 Richtung nehmen der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs (von 0,8 Gew.-% in Schicht 1 auf 0,1 Gew.-% in Schicht 6) und der pH-Wert (von 8 in Schicht 2 auf 7 in Schicht 6) ab. Der TIC-Gehalt ist in Schicht 2 mit 1,9 Gew.-% maximal (vgl. Abb. 6.36). Aus Schicht 3 geborgene Holzkohle datiert auf cal AD 1779 (-21/+5) (Tab. 6.14). Innerhalb dieses Profils bleiben die Konzentrationen von Cu (x=34 mg/kg, s=3 mg/kg) relativ konstant, ein nur schwaches Maximum (Anreicherung im Bezug zu Schicht 1: 1,3-fach) wird in Schicht 4 und 5 erreicht. Pb (x=25 mg/kg, s=6 mg/kg) weist ein Maximum in Schicht 4 auf (Anreicherung im Bezug zu Schicht 1: 1,9-fach). Die Konzentration von Zn nimmt von Schicht 1 zu Schicht 6 (eine sprunghafte Erhöhung von Schicht 3 auf Schicht 4) zu, Ni erreicht bereits in Schicht 5 seinen maximalen Wert. Die Verhältniswerte
Abb. 6.36: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Fisch 5
99 Abb. 6.37: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht2 (Ni) bzw. Schicht 1 (Zn und Pb) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Fisch 5 von (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 steigen nur in Schicht 2 auf einen maximalen Werte von 1,2, ansonsten sinken sie mit abnehmender Profiltiefe auf 0,6 in Schicht 6. Das Verhältnis Fe2O3/MnO zeigt wie (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 einen nach oben schwach abnehmenden Verlauf, Schicht 2 weist ein Minimum auf (Abb. 6.37). Der Zn-Gehalt dieses Profiles korreliert hoch mit dem Gehalt organischen Kohlenstoffs sowie dem Tongehalt der Proben. Auch die Pb-Gehalte sind positiv mit dem Tongehalt korreliert. Der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs korreliert positiv mit dem Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (vgl. Tab. 6.13). Weiter östlich liegt ein von Dr. H. LÖHR aufgenommenes Profil vor, in dem 114 cm siltige Sedimente aufgeschlossen sind, die als jüngster Auelehm des Mannebachs angesprochen werden, und die lehmige sowie sandige Sedimente überlagern.
Tab. 6.13: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01, *: α<0,05) im Profil Fisch 5; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3, Fe: Fe2O3, Mn: MnO; n. s.: nicht signifikant; n=6 bzw. n=5
Landnutzungswandel
Im Vergleich der Landnutzung der „Kartenaufnahme der Rheinlande durch Tranchot und v. Müffling“ von 1801-1828 (Blätter 232 Wincheringen (1817) und 233 Saarburg (1812)) mit der heutigen (Abb. 6.38) zeigen sich Unterschiede: Während heute 34 % des Einzugsgebietes ackerbaulich und 50 % als Grünland genutzt werden, ist auf der Kartenaufnahme der Rheinlande 80 % der Einzugsgebietsfläche als Acker ausgewiesen (Tab. 6.15). In der Zwischenzeit hat nicht nur eine Umwandlung von Ackerland in Grünland,
100 Tab. 6.14: 14C-Datierungen Fisch; HK: Holzkohle
Abb. 6.38: Landnutzung im Einzugsgebiet bei Fisch zu verschiedenen Zeiten
Tab. 6.15: Landnutzung [%] Fisch
101 sondern auch eine Verschiebung der Waldareale stattgefunden: Während 1812/1817 die Sandsteinhänge im Nord- und Südosten des Einzugsgebietes mit Wald bestanden waren, sind diese Gebiete heute weitgehend gerodet; Die Muschelkalkstufe wurde in der zwischen den Kartierungen liegenden Zeit aufgeforstet. Die 1 km-Pufferzone um das Einzugsgebiet (Abb. 6.39) überschneidet sich im Westen mit der Pufferzone des Einzugsgebietes von Rehlingen. In diesem Bereich weist das Fundstellenkataster eine weitere römerzeitliche Siedlung und vorgeschichtliche Siedlungsstellen auf. Östlich des Einzugsgebietes liegt die mittelalterliche Wüstung von Rehlingen-Littdorf, die auf eine fränkische Siedlung zurückgeht und schon vor dem Dreißigjährigen Krieg nicht mehr erwähnt wird (www.roscheiderhof.de)
Abb. 6.39: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet des Schwemmfächers bei Fisch
6.1.3 Gaugracht
Der Schwemmfächer
Die Gaugracht hat an ihrer Mündung in den Albach einen Schwemmfächer aufgeschüttet (Abb. 6.40), der den Albach an den gegenüberliegenden, linken Rand seines Tales gedrängt hat, was dort zur Bildung
Abb. 6.40: Lage der bearbeiteten Profile (P1, P2, P3) und der Bohrung (S1) im Albachtal
102 eines Steilufers im Buntsandstein geführt hat. Das Volumen des Schwemmfächers beträgt bei einer Grundfläche von etwa 3000 m² etwa 10.000 m³. In seinem distalen Bereich fällt der Schwemmfächer steil ab, in seinem zentralen Teil wird er von einer 3 m breiten und etwa ebenso tiefen Kerbe angeschnitten. Sein Volumen füllt die Erosionsrinne im Einzugsgebiet der Gaugracht mit einem Volumen von etwa 41.000 m³ knapp zu einem Zehntel. Aktuell wird an der Mündung der Kerbe ein flacher Schwemmfächer in Trompetenform in den Albach geschüttet. Die Sedimente dieser jüngsten Ablagerungen bestehen zu einem erheblichen Teil aus organischem Detritus und Sinterkrustenbruchstücken, die schwach carbonatisch zementiert sind. Auf dem Schwemmfächer wurden ein Profil sowie eine Bohrung bearbeitet, in seiner näheren Umgebung wurden zwei weitere Profile aufgenommen, deren Lagen sowie Tiefen in Abb. 6.40 und 6.41 dargestellt sind.
Abb. 6.41: Darstellung der Profile (Gaugracht/Albach) in einer Catena (Überhöhung: 3x)
Am Rand der Kerbe im zentralen Teil des Schwemmfächers wurde ein Profil aufgenommen, das die gesamte Kerben- tiefe (310 cm) umfasst (Romlag, 2537541/5506055, Abb. 6.42). Eine schwache Gliederung des Profils ist aufgrund der Farbe möglich: Der Ober- boden (Schicht 1) hat eine dunkelbrau- ne Farbe, die mit zunehmender Tiefe in Braun übergeht. In 150 cm Tiefe wech- selt die Farbe bis in 200 cm Tiefe auf ein hellrotes Braun, im Liegenden ist sie wieder braun. Die Bodenart des Feinbodens in den Schichten 1, 2, (3) und 4 ist Slu, im übrigen Profil (Schich- ten 3) Ls2. Die Menge der Kiesfraktion wechselt häufig zwischen 0 und 30 Gew.-% (Abb. 6.43). Sie besteht aus stets gut gerundeten roten und gelben Sandsteinen sowie Dolomiten. Vereinzelt treten innerhalb des Profils Kalktufffragmente auf, entweder ein- Abb. 6.42: Profilzeichnung Romlag zeln oder in Form von Kiesumkrustungen. Von der Basis des
103 Profils wurden römische Ziegelsplitter und Wandscherben geborgen. Die Summenkurven der analysierten Proben sind in Anhang 3 dargestellt. Der Gehalt der organischen Substanz nimmt zum Oberboden von 0,3 (Schichten 4 und 3) auf 1,6 Gew.-% (Schicht 1) zu, der pH-Wert liegt im gesamten Profil im schwach basischen Bereich (8-8,4), nimmt im Oberboden jedoch leicht ab (7,8). Die Gehalte des anorganischen Kohlenstoffs (TIC) schwanken um x=0,5 Gew.-% (s=0,2 Gew.-%) mit zwei Maxima im Übergang zwischen den Schichten 1 und 2 und in Schicht 6 (jeweils 1,3 Gew.-%).
Abb. 6.43: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Romlag
Die Ni-Gehalte schwanken innerhalb des Profils mit s=2 mg/kg um x=29 mg/kg (Abb. 6.44). Die Konzentrationen der Elemente Cu, Zn und Pb steigen von der Basis des Profils nach oben an, bis sie in 170 cm Tiefe Maximalwerte mit einander vergleichbaren Anreicherungsfaktoren erreichen (Abb. 6.44). Im Hangenden sinken die Konzentrationen wieder auf die Ausgangswerte, um in Schicht 1 sekundäre, schwache Konzentrationsmaxima zu erreichen. In beiden Maxima ist die Pb-Konzentration gegenüber den Cu- und Zn-Gehalten etwas stärker angereichert. Die Verhältniswerte von (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (x=0,7, s=0,1) und Fe2O3/MnO (x=21,6, s=1,9) variieren innerhalb des Profils nur wenig, das erste zeigt sehr schwache Minima in 170 cm Tiefe. Korrelationen ergeben sich nur zwischen dem Gehalt anorganischen Kohlenstoffs (TIC) und dem Verhältnis α (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (r=0,953, <0,01, n=31).
Abb. 6.44: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug zu Schicht 4 und Hauptele- ment-Verhältnisse im Profil Romlag
104 Abb. 6.45: Photo Bohr- kern RomlagI
In direkter Nach- barschaft zu diesem Profil wurde eine Boh- rung (S1, 2537548/ 5506065, Abb. 6.40, 6.45) bis 754 cm unter GOK abgeteuft und in dieser Tiefe aufgrund des Erreichen des Grundwasserspiegels - ohne das Anstehende zu erreichen - abgebrochen. Der diskontinuierliche Verlauf der Graphen in den Abbildungen 6.46 und 6.47 macht die Heterogenität des den Schwemmfächer aufbauenden Materials deutlich: Fehlstellen besonders in der Kurve der Korngrößenverteilung weisen auf hohen Kiesgehalt bzw. Kiese innerhalb des Bohrkerns. Die Kiesfraktion setzt sich aus den im Einzugsgebiet anstehenden Sandsteinen und Dolomiten zusammen, die meist gut gerundet sind, ohne jedoch eine Häufung bestimmter Gesteine in bestimmten Tiefen erkennen zu lassen. Besonders der oberste Meter war auffallend kiesreich und konnte daher für weitere Analysen nicht beprobt werden. Die Bodenart des Feinbodens variiert innerhalb des Kerns stark: Slu, Ls2, Sl4, Sl3, Uls, Ls3, Lu. In 723-744 cm Tiefe war eine graue (10 YR 6/3) Schicht aufgeschlossen, in der Molluskenschalenbruch und fein verteilte Holzkohle enthalten war (die für Datierungen jedoch nicht ausreichten). Sie kann mit der Schicht 6 im Profil Albach I (s.u.) korreliert werden. Die übrigen Summenparameter (Abb. 6.46) entsprechen denen des benachbarten Profils an der Kerbenkante (Profil Romlag): Die Gehalte des organischen Kohlenstoffs (TOC) erreichen in einer Tiefe von 171-214 cm maximale Werte (0,5 Gew.-%) sowie in 723-744 cm Tiefe ein zweites schwächeres Maximum (0,4 Gew.-%). Die Gehalte des anorganischen Kohlenstoffs (TIC) schwanken zwischen 0,2 Gew.-% in 477-480 cm Tiefe und 1,4 Gew.-% in 100-107 cm Tiefe bzw. 1,6 Gew.-% in 723-744 cm Tiefe. Der pH-Wert liegt im schwach basischen Bereich (7,9-8,2). Aus dem Bohrkern wurden zwei Holzkohlen geborgen, deren Alter ihrer stratigraphischen Stellung entspricht: In 590 cm Tiefe zeigen sie ein Alter von cal BC 90 (+70/-45), in 207 cm Tiefe von cal AD 294 (-38/+83) (vgl. Tab. 6.20).
Abb. 6.46: Korn- größen- verteilung und Summen- 14C: cal. AD 249 parameter im Bohr- kern RomlagI
14C: cal. BC 90
105 Die Ni-Gehalte schwanken in dieser Bohrung mit s=4 mg/kg um x=21 mg/kg (Abb. 6.47). Schwache Minima (Werte < x-1s) wurden in Tiefen von 146-161 cm, 317-333 cm, 556-575 cm und 600-612 cm, schwache Maxima (> x+1s) in 259-268 cm und 418-426 cm gemessen. Die Cu-Konzentrationen (x=21 mg/kg, s=5 mg/kg) erreichen in 342-351 cm, 358-368 cm, 503-530 cm und 640-657 cm Tiefe maximale Werte (Werte < x-1s treten nicht auf). Die Zn-Gehalte schwanken um x=69 mg/kg (s=9 mg/kg). Minimale Gehalte wurden in Tiefen von 107-117 cm, 317-333 cm, 342-351 cm und 358-368 cm (52 mg/kg) gemessen, maximale Konzentrationen in 171-228 cm (88 mg/kg) und 418-426 cm (79 mg/kg). Daraus ergibt sich ein Anreicherungsfaktor für letztere Proben von 1,7 in Bezug auf das absolute Minimum. Die Pb-Konzentra- tionen steigen von der Unterkante der Bohrung zunächst auf ein Maximum in 700-710 cm Tiefe an (Anreicherungsfaktor: 1,8). Im Hangenden schwanken die Konzentrationen um x=36 mg/kg (s=3 mg/kg). In den darüberliegenden Schichten variieren die Werte stärker, in 200-228 cm (Anreicherungsfaktor: 1,6) und 117-131 cm (Anreicherungsfaktor: 1,4) werden maximale Werte erreicht.
Die Werte des Verhältnisses Fe2O3/MnO schwanken um x=22,1 (s=6,1). Es weist schwache Maxima (Werte > 30) in Tiefen von 171-200 cm, 418-426 cm, 556-570 cm und 710-723 cm auf. Noch stärker schwanken die Werte des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (x=0,9, s=0,2), die in den Tiefen 100-117 cm, 342-351 cm, 700-710 cm sowie 723-754 cm Werte über 1 erreichen. Die TIC-Gehalte korrelieren in diesem Kern signifikant mit den Werten des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (r=0,967, α<0,01, n=29).
Abb. 6.47: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Bohrkern RomlagI
Auensedimente
In der näheren Umgebung dieses Schwemmfächers wurden zwei weitere Profile aufgenommen und beprobt. Das Profil Albach I (2537499/5506090, Abb. 6.48) liegt etwa 50 m flußab auf der rechten Seite des Albachs. Es kann aufgrund zweier Schotterbänder (Schichten 5 und 7) in drei Abschnitte gegliedert werden: Die unterste aufgeschlossene Schicht 8 besteht aus fast kiesfreien Sanden, die zunächst als reiner Sand (Ss) ausgebildet ist, nach oben jedoch zunehmend schluffiger wird (Sl2, Su3). Sie ist auf 50 cm aufgeschlossen, bunt gelb-orange gebändert und horizontal geschichtet. Ihr lagert eine etwa 30 cm mächtige Kiesschicht auf (Schicht 7), die Sandsteine sowie Dolomite enthält. Sie schließt mit einer Silt-Ton-Wechsellagerung ab, die in einen stark gebleichten (10 YR 6/3), 12 cm mächtigen Lu übergeht (Schicht 6). Dieser enthält in der Feinkiesfraktion v.a. Kalktuffe, aber auch einige gut gerundete gelbe und rote Sandsteine. Die in ihm vorkommende Molluskengesellschaft beinhaltet u. a. Vallonia excentrica. Schicht 6 wird nach oben
106 wiederum durch eine etwa 10 cm mächtige Kiesschicht über- deckt (Schicht 5), auf der eine weitere, 25 cm mächtige oran- gefarbene Schicht Lu liegt (Schicht 4). In ihrem Hang- enden ist eine 10 cm mächtige Zwischenschicht (Schicht 3) sowie weitere Schicht (Schich- ten 2, 1) Ls2 unterschiedlicher Ausprägung aufgeschlossen. In den Schichten 1-4 fehlen die Kalktuffe in der bis 4,8 Gew.-% starken Kies- fraktion vollständig. Schicht 5 Abb. 6.48: Profilzeichnung Albach I wird als distales Ende der Schwemmfächerschüttung aufgefasst. Über Schicht 6 kann eine Korrelation zum Bohrkern Romlag I hergestellt werden. Die Summenkurven der analysierten Proben sind in Anhang 3 dargestellt. Während die sandigen Schichten kaum anorganischen Kohlenstoff enthalten, ist die gebleichte Schicht deutlich TIC-haltig (2,4 Gew.-%) (Abb. 6.49). In den Schichten 4 bis 1 sind 0,9-1,5 Gew.-% anorganischen Kohlenstoffs enthalten. Der pH-Wert liegt zwischen 7,7 und 8,3, das Maximum wird in der vergleyten Schicht 6 erreicht (8,3). Der Gehalt organischen Kohlenstoffs (TOC) nimmt zum Oberboden (Schicht 1, 1,5 Gew.-%) zu.
Abb. 6.49: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Albach I
Die in Schicht 8 enthaltenen Holzkohlen zeigen eine inverse Altersschichtung: Sie datieren die Schicht von unten nach oben auf cal BC 320 (+32/-118), cal BC 400 (+8/-10) und cal BC 986 (+18/-56) (vgl. Tab. 6.20). In Schicht 8 ist eine Zunahme der Konzentrationen der Spurenelemente von unten nach oben festzustellen (Abb. 6.50). Die Ni- (x=29 mg/kg, s=2 mg/kg) und Zn-Konzentrationen (x=81 mg/kg, s=8 mg/kg) erhöhen sich in den feinkörnigen Schichten im Hangenden, ohne jedoch die in Schicht 6 erreichten Konzentration merklich zu variieren. Die Gehalte von Cu und Pb gehen in Schicht 6 etwas zurück, die Cu-Konzentrationen bleiben im Hangenden bis zum Oberboden auf diesem Niveau (x=19 mg/kg, s=2 mg/kg), die Pb-Gehalte zeigen in den Schichten 1 bis 4 erhöhte Werte, die um x=42 mg/kg (s=4 mg/kg) schwanken. Alle Gehalte bleiben unter den von KLOKE (1980) und in der AbfKlärV (1992) sowie der BBodSchV (1999) angegebenen Orientierungs- und Grenzwerten (Tab. 2.14, 2.15).
107 Abb. 6.50: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Albach I
Das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 weist in den Schichten 1 bis 4 und 8 ähnliche Werte auf (x=0,9, s=0,1), die zum Oberboden leicht ansteigen. Schicht 6 weist ein deutliches Maximum auf. Das Verhältnis Fe2O3/MnO nimmt innerhalb der sandigen Schicht 8 von unten nach oben ab, innerhalb der Schichten 1 bis 6 nimmt der Werte weiterhin leicht ab (x=29,2, s=3). Die Zn-Konzentration korreliert mit den Klassen der Korngrößenverteilung (Sand, Silt und Ton). Die Pb-Gehalte korrelieren mit dem Verhältnis Fe2O3/MnO (Tab. 6.16). Der Gesamtgehalt der pedogenen Oxide (Fed) nimmt von oben nach unten ab (Tab. 6.17). Bezogen auf die Gesamteisengehalte sind die Gehalte in Schicht 1 und Schicht 8 identisch, in Schicht 6 sind sie um 30 % geringer. Den höchsten Anteil amorpher pedogener Eisenoxide hält Schicht 1 (0,20), Schicht 6 weist mit einem Aktivitätsgrad von 0,11 den geringsten Wert auf. Das Profil Albach II (2537482/5506110, Abb. 6.51) wurde weitere 26 m flußab im Prallhang einer Linkskurve, ebenfalls auf der rechten Seite des Albachs neben einem verstürzten Buntsandsteinblock aufgenommen. Insgesamt ist es 220 cm mächtig und kann aufgrund verschiedener Merkmale in zwei
α Tab. 6.16: Signifikante Korrelationen (**: <0,01) im Profil Albach I; Fe: Fe2O3, Mn: MnO; n. s.: nicht signifikant; n=8 bzw. n=9
Tab. 6.17: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profil Albach I
108 Bereiche gegliedert werden: der un- tere, 120-130 cm mächtige Teil (Schicht 3) ist von brauner, der obere, 90-100 cm mächtige Teil (Schicht 2) von oranger und hell- brauner Farbe, die im Oberboden wieder dunkler erscheint. Die Bodenart des Feinbodens der mei- sten Proben ist Lt2, es zeigt sich aber eine deutliche Zunahme der Ton- und v.a. der Schlufffraktion - in geringerem Maße auch der Kies- fraktion - von 90 cm Tiefe bis zur GOK (Abb. 6.52). Die Proben ha- ben mit 25 bis 35 Gew.-% die höchsten Tongehalte dieses Ar- beitsgebietes. Die Kiesfraktion besteht in Schicht 3 (max. 1,5 Gew.-%) aus kantengerundeten bis gerundeten Sandsteinen des un- teren Muschelkalks und des Bunt- sandsteins, in Schicht 2 (max. Abb. 6.51: Profilzeichnung Albach II 5,6 Gew.-%) treten zudem Kalktuffe auf. Die Summenkurven der analysierten Proben sind in Anhang 3 dargestellt. Schichten 1 und 2 sind ab 40 cm unter GOK humos (bis 3,3 Gew.-% TOC, Schicht 1) und enthalten eine Molluskengesellschaft, die durch Dr. R. MEYRICK als post-klimaoptimum Waldgesellschaft angesprochen wurde. Auch die TIC-Gehalte nehmen in der oberen Schicht deutlich zu (bis 2 Gew.-%), während der untere Profilteil keinen anorganischen Kohlenstoff enthält. Der pH-Wert liegt im Profil durchgehend zwischen 7,8-8,3. Schicht 3 führt Holzkohlen, die in 190 cm Tiefe ein Alter von cal BC 3020 (+63/-97) und in 120 cm Tiefe von cal BC 1838 (+75/-66) zeigen (Tab. 6.20). Die Spurenelemente zeigen nur wenige Charakteristika (Abb. 6.53): Während die Cu- (x=19 mg/kg, s=2 mg/kg) und Pb-Gehalte (x=30 mg/kg, s=2 mg/kg) nur wenig variieren, nehmen die Gehalte von Ni und Zn in den Schichten 2 und 1 insgesamt schwach zu. Die Ni-Gehalte schwanken in den Schichten 2 und 1
Abb. 6.52: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Albach II
109 Abb. 6.53: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Albach II (x=30 mg/kg, s=2 mg/kg) weniger stark als in Schicht 3 (x=24 mg/kg, s=5 mg/kg). Der Anreicherungsfaktor der Zn-Gehalte von der Basis zur Oberkante des Profils beträgt 1,4. Die Konzentrationen aller Elemente liegen im Bereich des geogenen backgrounds.
Der Quotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 korreliert bei diesem Profil gut mit dem Gehalt anorganischen Kohlenstoffs (Tab. 6.19): im Übergang von Schicht 3 auf Schicht 2 ist eine deutliche Zunahme der Werte festzustellen, die bis zum Oberboden (Schicht 1) anhält Innerhalb der Schicht 3 schwanken die Werte kaum um x=0,5 (s=0,01). Die Werte des Verhältnisses Fe2O3/MnO schwanken in Schicht 3 (x=25,8, s=5,1) - nach einem basalen Absinken - stärker als in den Schichten 2 und 1 (x=32,6, s=4,2), in denen sie insgesamt schwach zunehmen. Weitere Korrelationen ergeben sich zwischen den Zn-Gehalten und den TIC-Konzentrationen, den Zn-Gehalten und dem Quotienten (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (Tab. 6.18). Die Absolutgehalte des pedogenen Eisens weisen innerhalb der Schichten vergleichbare Werte auf (Tab. 6.19), und auch die Gehalte bezogen auf den Gesamteisengehalt sind nur in Schicht 3 etwas erhöht. Entsprechend dem geringen Feo-Gehalt in dieser Schicht (3) ist der Aktivitätsgrad hier am geingsten, α Tab. 6.18: Signifikante Korrelationen (**: <0,01) im Profil Albach II; 4K: K2O+Na2O+CaO+MgO,
Al: Al2O3 ; n. s.: nicht signifikant; n=22 bzw. n=8
Tab. 6.19: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profil Albach II
110 Tab. 6.20: 14C-Datierungen Gaugracht; HK: Holzkohle
während sich das Verhältnis Feo/Fed in den Schichten 1 und 2 entspricht. Im Profil Albach I fällt auf, dass die Proben der Schicht 8 besser sortiert und eine stärker positive Schiefe aufweisen als die übrigen Schichten des Profils. Die Proben des Profiles Albach II unterscheiden sich vornehmlich in der Schiefe: während die Proben sehr schlecht sortiert sind, zeigen die Proben der Schicht 2 symmetrisch bis negative Schiefen, wohingegen die Proben der Schicht 3 positive Schiefen aufweisen.
Landnutzungswandel
Die „Kartenaufnahme der Rheinlande“ (Blatt 225 Temmels - 226 Konz, 1817, 1812) von 1801-1828 (vgl. Abb. 6.54) durch Tranchot/v. Müffling zeigt eine damalige Landnutzung des Einzugsgebiets durch Brache im Bereich nördlich der Gaugracht (50 %), südlich davon durch Wald (50 %, vgl. Tab. 6.21). Die Grenze des Waldgebietes ist bis heute konstant, allerdings sind am Buntsandsteinplateaurand im Süden
Abb. 6.54: Landnutzung im Einzugsgebiet der Gaugracht zu verschiedenen Zeiten
111 Tab. 6.21: Landnutzung [%] Gaugracht
des Einzugsgebietes im Gelände einige historische Ackerterrassen im Hang zu erkennen. MÜLLER & STRASSER (1984) berichten aus dem Schöffenweisthum zu Coenen (1. August 1508), dass der Rosenberg im Süden des Einzugsgebietes 1508 bewaldet war. Im Norden und Nordwesten des Einzugsgebietes hat der Waldanteil bis heute zugenommen, so dass heute 66 % der Fläche mit Wald bestanden sind. 1801-1882 kartierte Brachen werden heute größtenteils als Wiesen genutzt, der Bereich des „Alten Lagers“ ist verbuscht. Das Fundstellenkataster weist auf eine starke Nutzung des Gebietes während der römischen Zeit, mehrere Siedlungsstellen und Gräber sind im 1-km-Pufferbereich um und im Einzugsgebiet bekannt (Abb. 6.55); Hierzu zählt das sogenannte „Alte Lager“, bei dem es sich am ehesten um einen leicht befestigten römischen Gutshof kleinerer Dimensionen handeln dürfte (CÜPPERS 1975; KOCH & SCHINDLER 1994, S. 47). Bescheidene Keramikfunde belegen eine Erbauung oder Nutzung der Anlage im 2.-3. Jahrhundert n. Chr., einige jüngere Scherben deuten darüber hinaus auf eine Nachnutzung oder Abbruchaktivitäten im Hochmittelalter. Die Tatsache der oberirdisch sichtbaren Erhaltung eines Grabens und von Mauerversturzwällen weist zudem darauf hin, daß das Areal der Siedlungsstelle im Unterschied zu zahlreichen anderen vergleichbaren nach ihrer Auflassung nicht mehr als Ackerland genutzt wurde. Südlich des Einzugs der Gaugracht sind im historischen Waldgebiet auf dem Buntsandsteinplateau des Rosenberges einige frührömische Grabfunde bekannt (Trierer Zeitschrift 55, 1992, S.432ff., Abb. 44-45), zu denen in unmittelbarer Nähe eine zeitgleiche Siedlungsstelle gehört (vgl. HEISTERMANN et al. 2000). Aus dem Bereich dieser Gräbergruppe ist ferner eine Platte des flachgründig anstehenden Buntsandstein mit zahlreichen Pflugschrammen dokumentiert, die belegt, daß das Friedhofsareal in spät- oder nachrömischer Zeit überackert wurde. Am Buntsandsteinplateaurand im Süden des Einzugsgebietes am Nordrand des Rosenberges sind Ackerterrassen im Hang erhalten, die vermutlich spätmittelalterlich bis frühneuzeitlich sind. Hinzu kommen vorgeschichtliche sowie neuzeitliche Einzelfunde. Der Name „Gaugracht“ ist lautmalerisch, kommt in der Region mehrfach in unterschiedlichen Varianten vor und bedeutet soviel wie „Rumpel“-Bach (JUNGANDREAS 1962). Wann diese Bezeichnung für das Untersuchungsgebiet erstmals belegt ist, bleibt unklar.
Abb. 6.55: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet der Gaugracht
112 6.1.4 Euren
Der Schwemmfächer
Die Schwemm- fächersedimente bei Eu- ren wurden im Zuge der Erschließungsmaßnahmen eines Neubaugebietes beprobt (Abb. 6.56). Zusätzlich liegen hier eine Vielzahl durch Dr. LÖHR (Rheinisches Lan- desmuseum Trier) auf- genommene Profil- zeichnungen vor, die in die weitere Analyse ein- fließen konnten. Der Schwemmfächer liegt auf der Niederterrasse der „Eurener Flur“, die ober- halb der Einmündung des Eurener Baches durch eine heute oberflächlich nivellierte Nahtrinne ge- gen den Talhang abge- setzt ist. Die Entfernung seiner Wurzel bis zur Mo- Abb. 6.56: Lage der bearbeiteten Profile auf dem Schwemmfächer Euren sel, in die der Eurener Bach mündet, beträgt etwa 1700 m. Aufgrund der zahlreichen archäologischen Profilaufnahmen ist es möglich, das Volumen des Schwemmfächers zu berechnen: Das Gesamtvolumen des Schwemmfächers beträgt etwa 1.500.000 m³, davon entfallen 600.000 m³ auf die vorrömischen und 900.000 m³ auf die poströmischen Sedimente, die im Mittel etwa 2 m mächtig sind. Aufgrund dieser Sedimentation kam es auf dem Schwemmfächer zu den in Abbildung 6.57 dargestellten morphologischen Veränderungen. Die Lage der Profile ist in Abb. 6.58 als Catena dargestellt.
Abb. 6.57: Morphologie des Eurener Schwemmfächers zu verschiedenen Zeiten
113 Abb. 6.58: Darstellung der Profile (Euren) in einer Catena (Überhöhung: 20x)
Das nordöstlichste Profil im distalen Bereich des Schwemmfächers (Euren I, 2544100/5511401, vg. Abb. 6.59) reicht von der Oberkante der Niederterrasse auf 130,77 m ü. NN bis zur heutigen GOK auf 133,12 m ü. NN und ist damit 235 cm mächtig. Das gesamte Profil weist orange Farbtöne auf, Schicht 5 ist jedoch etwas dunkler als die übrigen Schichten. Texturell ist Schicht 7 als Sl4 anzusprechen. In dieser Schicht sind als älteste Kulturzeugen Brandlehmbröckchen und einzelne feine Holzkohlen zu finden, woraus resultiert, dass hier die ursprünglichen natürlichen Deckschichten der „fluvialen Serie“ durch anthropo- gen beeinflusste Schwemmfächersedimente ersetzt sind, an der Oberkante der Schicht 8 also ein Hiatus vorliegt. Die hangenden Schichten sind durch steigen- den Tongehalt charakterisiert, der v.a. zu Lasten des Mittelsandgehaltes geht (Abb. 6.60). Die feinste Kör- nung wird in Schicht 3 (Lt2) mit einer deutlichen Zunahme des Siltgehaltes erreicht. In den Schichten 6 bis 3 sind Ziegelsplitter enthalten, die in Schicht 5 besonders oben scharfkantig und bis 3 cm Länge sind. Diese wird als (spät-)römische Oberfläche aufgefasst. Im Hangenden der Schicht 3 kommt es zu einer erneuten Abb. 6.59: Profilzeichnung Euren I sprunghaften Zunahme der Sandfraktion, so daß Schicht 1 wiederum aus Sl4 gebildet wird. Die Korn- summenkurven der einzelnen Proben sind im Anhang 3 dargestellt. Der Kiesgehalt bleibt innerhalb des Profiles mit maximal 3,8 Gew.-% gering. Der Gehalt des organischen Kohlenstoffs (TOC) erreicht in Schicht 4 mit 0,4 Gew.-% seinen maximalen Wert, der nach oben und unten kontinuierlich zurückgeht. Der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs nimmt innerhalb des Profils von unten nach oben (0,2 Gew.-%) leicht zu, ebenso verhält es sich mit dem pH-Wert, der von 7,6 auf 8 steigt. Die Schwermetallkonzentrationen der beprobten Schichten weisen in den Schichten 7 und 1 minmale Werte auf (Abb. 6.61). Während die Ni-, Cu- und Pb-Gehalte auch in Schicht 6 gering bleiben, beginnen die Zn-Gehalte in dieser Tiefe anzusteigen, bis sie in Schicht 3 maximale Werte erreichen (und im Hangenden
114 Abb. 6.60: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Euren I
Abb. 6.61: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 6(Minimalwert) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Euren I wieder zurückgehen). Die maximalen Konzentrationen von Ni, Cu und Pb werden nach einer sprunghaften Zunahme zwischen Schicht 6 und 5 (Ni: 5 und 6) in Schicht 4 und den direkt darüber bzw. darunter liegenden Schichten erreicht. Der Anreicherungsfaktor für Ni ist am höchsten (Abb. 6.61)). Das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 schwankt in den Schichten 7 bis 2 um x=0,5 (s=0,02) und erreicht in Schicht 1 ein Maximum (0,7). Die Werte des Verhältnisses Fe2O3/MnO nehmen innerhalb des Profils von unten nach oben kontinuierlich ab, wobei Werte zwischen 45,6 und 25,6 erreicht werden. Die Zn-Gehalte korrelieren mit dem TOC-Gehalt sowie mit verschiedenen Kornklassen (Tab. 6.22).
α Tab. 6.22: Signifikante Korrelationen (**: <0,01) im Profil Euren I; Fe: Fe2O3, Mn: MnO; n. s.: nicht signifikant; n=8
115 Abb. 6.62: Profilzeichnung Euren II Abb. 6.63: Geochemie Euren II
In gleicher Reliefposition liegt das zweite aufgenommene Profil (Euren II, 2543987/5511310, Abb. 6.62): Bis in eine Tiefe von 130,95 cm ü. NN sind die Niederterrassenschotter der Eurener Flur aufgeschlossen (Schicht 7). Darüber liegt ein undeutlich geschichteter, gelblich graubrauner, stark sandiger Lehm (Schicht 1), der als Rest glazialen Hochflutlehms im Sinne einer fluvialen Serie aufgefasst wird. In die Sedimente sind Straßengräben mit lehmiger, schwach humoser Füllung (0,3-0,6 Gew.-% TOC, Schichten 5 und 6, tonig: Schicht 2 und sandig: Schicht 4) mit 0,3 Gew.-% TOC eingetieft, in der eine nezueitliche Scherbe gefunden wurde. Den Abschluss des Profils bildet ein sehr dunkler schluffiger Lehm, dessen TOC- Gehalt 1,7 Gew.-% beträgt. Die TIC-Gehalte sind innerhalb des Profils niedrig (0-0,4 Gew.-%), die hohen Werte treten in den Schichten 2, 4 und der Deckschicht auf. Die pH-Werte liegen zwischen 6,6 und 7,7 (Abb. 6.63). Die Cu-Gehalte schwanken zwischen 22 und 56 mg/kg (Maximum in der Deckschicht), die Ni-Gehalte zwischen 25 und 50 mg/kg (Maximum: Schicht 2), die Zn-Gehalte zwischen 66 und 387 mg/kg und die Pb- Gehalte zwischen 23 und 123 mg/kg, mit maximalen Konzentrationen in der Deckschicht. In dieser Schicht sind damit sowohl die Zn- als auch die Pb-Gehalte höher als die in der BBodSchV (1999) (Tab. 2.15) festgelegten Vorsorgewerte. Die Anreicherungsfaktoren gegenüber der Schicht 1 mit minimalen Gehalten betragen 5,9 (Zn) und 5,3 (Pb). Signifikan- te Korrelationen ergeben sich zwischen dem Gehalt des organischen Kohlenstoffs und den Cu-, Zn- sowie Pb-Konzentratio- nen (Tab. 6.23). Entlang eines Rohrleitungsgrabens, der in Ost-West-Richtung durch den Schwemmfächer gezogen wurde, und in dem eine römische Umfassungsmauer (CLEMENS & LÖHR 2001) der Eurener Villa (Abb. 6.64) gegraben wurde, konnten weitere Profile aufgenommen werden, die die Fortsetzung des Gräbchens in Euren II erfassen. Die Profile Euren III/1 (2543811/5511384, Abb. 6.65) und Euren III/2 (2543811/ 5511387, Abb. 6.68) wurden in etwa glei- Abb. 6.64: Umfassungsmauer und begleitende Schich- cher Lage an der Nord- und an der Südseite ten (vgl. CLEMENS & LÖHR 2001) des Rohrleitungsgrabens aufgenommen,
116 Tab. 6.23: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01, *: α<0,05) im Profil Euren II; n=6
Tab. 6.24: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01, *: α<0,05) zwischen den Profilen Euren III/1 und Euren III/2
das Profil Euren III/1 wurde aufgrund der Aufschlussbedingungen jedoch nur bis in eine Tiefe von 131,40 m ü. NN beprobt. Die beiden Profile zeigen signifikante Korrela- tionen in den Ni-Gehalten sowie den Haupt- element-Verhältniswerten (Tab. 6.24). Von Profil Euren III/1 (Südseite) wurden die hangenden Schichten 1 bis 5 von der gestör- ten Oberfläche in 133,07 m ü. NN bis in eine Tiefe von 131, 40 m ü. NN beprobt (an der Basis des Profils auf 130,10 m ü. NN waren die Niederterrassenschotter noch nicht auf- geschlossen): Die Schichten 1 bis 4 weisen orange bis rotbraune Farbtöne auf und be- stehen aus sandigem Lehm, der in Schicht 2 stärker sandig ist. Sie werden durch eine sandige Schicht 3 mit scharfer erosiver Grenze in zwei Abschnitte geteilt. Schicht 5 hebt sich durch deutlich höhere Silt- und Ton- gehalte und eine braune Farbe von den hang- enden Schichten ab (Abb. 6.66). Die Schich- ten 1 bis 4 unterscheiden sich mit > 35 Gew.-% Sand von Schicht 5, die weni- Abb. 6.65: Profilzeichnung Euren III/1 ger als 25 Gew.-% Sand enthält. Das Profil ist bis auf Schicht 2 (7,3 Gew.-%) kiesarm.
Abb. 6.66: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Euren III/1
117 Der Gehalt organischen Kohlenstoffs (TOC) weist in den Schichten 5 (0,4 Gew.-%) und 1 (0,3 Gew.-%) maximale Werte auf, der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs (TIC) beträgt nur in den Schichten 1 und 2 0,1 Gew.-%. Der pH-Wert ist in den Schichten 4 und 5 etwas geringer als in den Schichten 1 und 2, er liegt insgesamt zwischen 7,3 und 7,7. Die Gehalte der Schwermetalle Ni, Cu, Zn und Pb erreichen in Schicht 5, der spätrömischen Oberfläche, maximale Werte, fallen in Schicht 4 auf ein Minimum und steigen in Schicht 1 wieder auf Maximalwerte an. Dabei reichern sich die Gehalte aller Elemente um den Faktor 1,5 bzw. 1,6 an (Abb. 6.67).
Die Quotienten (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 steigen innerhalb des Profils von unten nach oben leicht an. Sie erreichen Werte zwischen 0,4 und 0,6. Die Werte des Verhältnisses Fe2O3/MnO, die von unten nach oben abnehmen, liegen zwischen 27,7 und 38 (Abb. 6.67). Innerhalb des Profils korrelieren die Zn- Gehalte mit den TOC-Gehalten sowie mit der Tonfraktion der untersuchten Proben. Die Werte der Verhältnisse (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 und Fe2O3/MnO korrelieren ebenfalls miteinander (Tab. 6.25).
Abb. 6.67: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 4(Minimalwert) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Euren III/1
Tab. 6.25: Signifikante Korrelatio- nen (**: α<0,01, *: α<0,05) im Profil Euren III/1; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al:
Al2O3, Fe: Fe2O3, Mn: MnO; n. s.: nicht signifikant; n=5
Das auf der nördlichen Seite des Grabens aufgenommene Profil Euren III/2 (2543987/5511310, Abb. 6.68) reicht von 129,76 m ü. NN - ohne dass Niederterrassenschotter aufgeschlossen sind - bis zur gestörten Oberfläche auf 132,95 m ü. NN. Die Schichten 1 bis 5 weisen farblich und texturell die selben Merkmale auf wie das Profil Euren III/1. Ihr Liegendes besteht aus feinkörnigen Bodenarten, es dominieren schluffige Lehme. Schichten 6 und 7 sind orange, die Schichten 8 und 9 heben sich durch hellere graue und gelblich- orange Farbtöne ab, in Schicht 9 sind Bleichbahnen ausgebildet, die an ihrer Oberkante durch Schicht 8 diskordant geschnitten werden, so dass Schicht 9 als Rest des Holozänbodens angesehen wird. Schicht 8 enthält mit 12,5 Gew.-% den höchsten Kiesanteil des ansonsten kiesarmen Profils (Abb. 6.69). Die Schichten 1 bis 4 enthalten mehr als 30 Gew.-% Sand, in den liegenden Schichten bleibt der Sandgehalt unter 25 Gew.-%. Der Gehalt organischen Kohlenstoffs (TOC) ist in Schicht 6 mit 0,3 Gew.-% am höchsten, anorganischer Kohlenstoff kann im gesamten Profil nicht nachgewiesen werden. Die pH-Werte steigen von
118 unten nach oben von 6,9 auf 7,8. Römische Kulturgerölle treten ab Schicht 6 auf. Die Ni-Gehalte sind in den Schichten 1 bis 3 (x=26 mg/kg, s=2 mg/kg) gegenüber den Schichten 4 bis 9 (x=34 mg/kg, s=4 mg/kg) verringert (Abb. 6.70), Schicht 7 weist die geringsten Konzentrationen der unteren Schichten auf. Der Cu-Gehalt der Schicht 2 ist gegenüber den Schichten 1 und 3 bis 9 (x=23 mg/kg, s=3 mg/kg) erhöht (41 mg/kg, Anreicherungsfaktor gegenüber Schicht 8: 2,2). Die Zn-Gehalte zeigen ein den Ni- Gehalten vergleichbares Bild (x Schichten 1- 3: 62 mg/kg, s=6 mg/kg; x Schichten 4-9: 74 mg/kg , s=7 mg/kg). Die Pb-Gehalte zeigen innerhalb des Profils nur geringe Schwan- kungen um x=23 mg/kg (s=2 mg/kg). Die Konzentrationen aller 4 Spurenelemente bleiben in diesem wie im Profil Euren III/1 unter den heutigen Vorsorgewerten (BBodSchV 1999, Tab. 2.15). Die Werte des Verhältnisses Abb. 6.68: Profilzeichnung Euren III/2 (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 nehmen von unten (0,4) nach oben (0,5) zu. Die Werte des Verhältnisses Fe2O3/MnO fallen in den Schichten 9 und 8 zunächst rasch von ihrem Maximalwert 100,2, im Hangenden langsamer auf den Minimalwert in Schicht 1 (27,8). Das Verhältnis α (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 korreliert mit den Sandgehalten (r=0,892, <0,01, n=10).
Der Anteil pedogener Eisenoxide (Fed) liegt zwischen 0,72 (Schicht 7) und 1,14 (Schicht 5). Der Aktivitätsgrad Feo/Fed bleibt in den Schichten 1-6 unter 0,3 und steigt im Liegenden auf 0,58 (Schicht 7-9). Der Anteil der pedogenen Oxide am Gesamteisen liegt in allen Schichten unter 30 %, in Schicht 8 und 9 mit 19 % bzw. 22 % ist er am geringsten (Tab. 6.26). Das Profil Euren V (2543720/5511400, ohne Abbildung) ist das westlichste, am höchsten gelegene der auf diesem Schwemmfächer beprobten Profile, in dem bis zur Basis auf 133,00 m ü. NN die liegenden
Abb. 6.69: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Euren III/2
119 Abb. 6.70: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Euren III/2
Tab. 6.26: Pedogenes Eisen und daraus abgeleitete Quotienten im Profil Euren III/2
Niederterrassenschotter nicht erreicht wurden. Die Farben der Schichten variieren von unten nach oben zwischen gelbbraun und orange (10 YR 6/6 und 7,5 YR 6/4) (Schicht 5), hellrotbraun (5 YR 5/6, Schichten 4 und 3) sowie orange (7,5 YR 6/4, Schichten 2 und 1). Die Schichten 1 bis 3 sind sandig ausgebildet (1: Sl4, 2: Sl3, 3: Slu), mit der Tiefe nimmt der Siltgehalt der Schichten zu, bis im oberen Bereich der Schicht 5 einUls ausgebildet ist. Die unteren Bereiche der Schicht 5 bestehen aus Ls2, in dem Bleichbahnen ausgebildet sind, so dass sie mit den Schichten 9 in Euren III/1 und III/2 korreliert und ebenfalls als Reste des Holozänbodens angesehen werden. Die Schichten sind insgesamt skelettarm (maximal 4,2 Gew.- % in Schicht 1) (Abb. 6.71). Der Gehalt organischen Kohlenstoffs (TOC) nimmt in Schicht 1 auf 1,2 Gew.-%
120 Abb. 6.71: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Euren V
Abb. 6.72: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 5 (Cu,Pb) bzw. 3 (Zn, Minimalwert) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Euren V zu, ebenso steigt der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs (TIC) in dieser Schicht auf ein Maximum (0,6 Gew.-%). Der pH-Wert schwankt zwischen 7,5 und 8,1. Die Ni-Konzentrationen nehmen in Schicht 5 ab und erreichen in den Schichten 1 bis 4 Werte zwischen 16 und 23 mg/kg (Abb. 6.72). Die Cu-Gehalte fallen in Schicht 5 ebenfalls von unten nach oben ab, steigen in den Schichten 4 bis 1 auf ein schwaches Maximum, das im Vergleich zum oberen Bereich der Schicht 5 um den Faktor 1,6 erhöht ist (30 mg/kg,. Abb. 6.72). Die Zn-Konzentrationen gehen von der Basis des Profils (68 mg/kg) bis Schicht 3 (51 mg/kg) leicht zurück, in Schicht 1 zeigen sie einen maximalen Wert (136 mg/kg, Anreicherungsfaktor: 2,7). Die Pb-Konzentrationen sind in Schicht 1 ebenfalls erhöht (74 mg/kg), in den Schichten 5 bis 3 schwanken sie um x=21 mg/kg (s=2), damit sind die Konzentrationen der Schicht 1 um den Faktor 3,6 gegenüber dem oberen Bereich der Schicht 5 sowie Schicht 4 erhöht.
Der Quotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 steigt in Schicht 5 von unten nach oben an, bleibt in den Schichten 4 und 3 konstant und erreicht in Schicht 1 den maximalen Wert (Abb. 6.72). Das Verhältnis von
Fe2O3/MnO schwankt in Schicht 5 zwischen 24,5 und 51,7, in den Schichten 4 bis 1 liegen die Werte mit s=1,1 in der Nähe des Mittelwertes x=31,3. Die Pb-Konzentrationen korrelieren signifikant mit den
Gehalten organischen Kohlenstoffs sowie dem Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (Tab. 6.27).
121 Tab. 6.27: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01, *: α<0,05) im Profil Euren V; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; n. s.: nicht signifikant; n=7 bzw. n=6
Abb. 6.73: Landnutzung im Eurener Einzugsgebiet zu verschiedenen Zeiten
Tab. 6.28: Landnutzung [%] Euren
Abb. 6.74: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet des Schwemmfächers bei Euren (Fundpunkte auch aus CLEMENS & LÖHR 2001)
122 Landnutzungswandel
Die Landnutzung hat sich während der letzten 200 Jahre seit der „Kartenaufnahme der Rheinlande durch Tranchot und v. Müffling 1801-1828“ (Blatt 225 Temmels - 226 Konz (1817, 1812) und 214 Trier-West (1816/18)) nur wenig verändert. Die Waldgrenze blieb in dieser Zeit konstant, lediglich kleine Randbereiche wurden aufgeforstet (Abb. 6.73, Tab. 6.28). Auf der Hochfläche im Nordwesten des Einzugsgebietes wurde ein Großteil der 1801-1828 kartierten Ackerflächen in Grünland umgewandelt und die Brachflächen im Tal wurden in die Siedlung integriert. Auf der Hochfläche zeugen zahlreiche Funde von Siedlungsstellen der Vorgeschichte, der Römerzeit sowie des Mittelalters von einer intensiven Nutzung des weiteren Einzugsgebietes des Eurener Baches während dieser Zeiten (Abb. 6.74). Auf dem Schwemmfächer bestimmte die Flucht der römischen Mauer (Abb. 6.64) bis in die Nachkriegszeit die Orientierung der Parzellen.
6.1.5 Kenn
Der Schwemmfächer
Der bei Kenn untersuchte Schwemmfächer liegt auf den pleistozänen Sedimenten der Moselnieder- terrasse der „Kenner Flur“. Seine Ausdehnung beträgt etwa 130.000 m² hat. Bei einer mittleren Mächtigkeit von etwa 3,50 m beträgt das Volumen des Schwemmfächers 450.000 m³. Aufgrund der moselfernen Lage ist er wahrscheinlich in seiner vollen Ausdehnung vorhanden, im Westen verzahnen sich seine Sedimente mit dem benachbarten Schwemmfächer. Neben 2 Tagesaufschlüssen wurden auf diesem Schwemmfächer 3 Bohrungen abgeteuft, beschrieben und beprobt (Abb. 6.75), deren Lage in Abbildung 6.76 dargestellt ist. Im Zuge einer Kellerausschachtung im Kenner Neubaugebiet wurden die Profile (Kenn 11 und Kenn 12) aufgenommen. Durch die Tiefe der Baugrube bedingt waren die Schichten nicht tiefer als 290 cm aufgeschlossen, von denen die obersten 40 cm gestört waren. Die Basisschichten 9 und 10 des Profils Kenn 11 (2552617/5518663, Abb. 6.77) an der Südwand der Grube bestehen aus kantengerundeten eingeregelten Schiefern bis 10 cm Kantenlänge in korngestütztem Gefüge, die leicht in die Wand kippen. Ihnen liegt eine ebenso rote Schicht aus Lt2 auf (Schicht 8), die durch eine dunkelrote Schicht gleicher Korngröße abgeschlossen wird (Schicht 7). Diese wird durch Holzkohle auf cal BC 476 (+36/-66) datiert (Tab. 6.35). Sie enthält zudem Kulturgerölle wie vorgeschichtliche Scherben- krümel und Brandlehmbröckchen. Innerhalb dieser Schichten nimmt der Kiesgehalt von 7 auf 19 Gew.-%
Abb. 6.75: Übersichtskarte und -photo zu den bearbeiteten Profilen auf dem Kenner Schwemm- fächer; Kenn VI im Rücken des Betrachters
123 Abb. 6.76: Darstellung der Profile (Kenn) in einer Catena (Überhöhung: 10x)
Abb. 6.77: Profilzeichnung Kenn 11
zu (Abb. 6.78). Der Kiesanteil besteht zumeist aus gut kanten- gerundeten Schiefern, nach oben treten auch zunehmend Quarz- gerölle auf. Das Hangende wird durch die sand- und kiesreiche (39 Gew.-%) Schicht 6 mit gut kantengerundetem Schieferkies (schwach eingeregelt, bis 20 cm Kantenlänge) und eine deutlich weniger Kies führende (23 Gew.-%) Schicht 5 gebildet, in der wie auch in den hangenden Schichten römische Ziegel- stückchen zu finden sind. In die- se Schichten hat sich bis in Schicht 7 eine Rinne (Schichten 2, 3 und 4) erosiv eingetieft, deren Sedimente ein korngestütztes Gefüge aufweisen und v.a. aus Schiefermittelkies bestehen. Diese Rinnensedimente
Abb. 6.78: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Kenn 11
124 werden wiederum von rotbraunen feinkörnigen Sedimenten (Tu3, Schicht 1) überlagert, die durch ein Fein- /Mittelkiesband zweigeteilt werden, selbst jedoch < 1 Gew.-% Kies enthalten. Die Schieferkiesschichten im Profil zeigen meist Anzeichen von Tondurchwaschung. Die Summenkurven der auf Korngrößen- zusammensetzung analysierten Schichten sind in Anhang 3 dargestellt. Der Gehalt des organischen Kohlenstoffs (TOC) bleibt im gesamten Profil unter 0,5 Gew.-% (Abb. 6.78). Die höchsten Werte werden in Schicht 7 (0,4 Gew.-%) und in Schicht 1 (0,5 Gew.-%) erreicht. Anorganischer Kohlenstoff (TIC) wurde im gesamten Profil nicht nachgewiesen. Der pH-Wert der Schichten nimmt von unten (6,8) nach oben (5,9) kontinuierlich ab. Die Ni-Gehalte (Abb. 6.79) nehmen von Schicht 10 (63 mg/kg) bis Schicht 7 (50 mg/kg) kontinuierlich ab. In den Schichten 6 und 5 bleiben die Konzentrationen gering, im Hangenden dieser Schichten schwanken die Gehalte um x=57 mg/kg (s=5 mg/kg). Die Cu- und Zn-Gehalte erreichen in Schicht 7 maximale Werte, in Schicht 1 sind die Werte ebenfalls schwach erhöht. Die Pb-Gehalte zeigen innerhalb des Profils nur geringe Schwankungen um x=17 mg/kg (s=2 mg/kg). Die Werte des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 zeigen nur geringe Schwankungen um x=0,3 (s=0,02). Die Werte des Verhältnisses Fe2O3/MnO schwankt in den Schichten 5 bis 10 um x=30,6 (s=4,5), klettern in den hangenden Schichten auf ein Maximum (125 , Schicht 1 unten) und fallen zur Oberkante des Profils wieder ab. Innerhalb des Profils korreliert der Ni-Gehalt positiv mit dem Tongehalt der gemessenen Proben (Tab. 6.29).
Abb. 6.79: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Kenn 11 Ein zweites Profil wurde an der Westseite der Grube aufgenommen Tab. 6.29: Signifikante Kor- (Kenn 12, 2552617/5518663, Abb. 6.80). Es kann mit dem oben beschrie- relationen (**: benen Profil korreliert werden (Tab. 6.30). α<0,01) im Profil Die Feinsubstanz der oberen Kenn 11; n=7 Schichten besteht aus Lt2, nur Tab. 6.30: Korrelationen zwi- Schicht 8 besteht aus Lu. Der Kies- schen den Profilen anteil schwankt in den Schichten Kenn 11 und Kenn deutlich zwischen 3,9 und 12 58,9 Gew.-% (Abb. 6.81). In Schicht 7 werden mit 0,4 Gew.-% die höchsten TOC-Werte des Profils gemessen. Die Kiesfraktion der Schicht 5 (58,9 Gew.-%) besteht aus gut kantengerundetem bis gerundetem Schieferschutt, dessen korngestütztes Gefüge undeutlich eingeregelt ist. Anorgani- scher Kohlenstoff ist im gesamten Profil nicht nachzuweisen. Der pH-Wert sinkt von 6,8 an der Basis des Profils nach oben auf 6,3. In Schicht 7 sind vorgeschichtliche Scherbenkrümel und Brandlehm- bröckchen enthalten, in Schicht 5 vorgeschichtliche Scherbenkrümel und Ziegelsplitter.
125 Die Schwermetallgehalte zei- gen innerhalb des Profils unein- heitliche Werte (Abb. 6.82): Die Ni-Gehalte schwanken um x=52 mg/kg (s=2 mg/kg). Die Cu- und Zn-Gehalte nehmen generell von der Basis des Profils bis zu seiner Oberkante ab, wobei die Cu-Konzentrationen in Schicht 6 eine Zwischenmaximum anneh- men. Die Pb-Konzentrationen schwanken um x=19 mg/kg (s=2 mg/kg). In beiden Profilen (Kenn 11 und Kenn 12) bleiben die Spurenelementgehalte unter den Vorsorgewerten für Metalle der BBodSchV (1999, Tab. 2.15). Die Werte des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 Abb. 6.80: Profilzeichnung Kenn 12 sind innerhalb des Profils sehr ein- heitlich (x=0,3, s=0,01). Die Wer- te des Verhältnisses Fe2O3/MnO nehmen von der Basis des Profils zur Oberfläche schrittweise von 30 auf 114,4 zu. Die Zn-Gehalte dieser Proben korrelieren mit den TOC und den TIC-Gehalten, die Cu-Gehalte korrelieren mit dem Sandgehalt (Tab. 6.31).
Abb. 6.81: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Kenn 12
Abb. 6.82: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Kenn 12
In direkter Nachbarschaft zur Baugrube, 20 m hangauf, wurde eine Bohrung bis auf 800 cm abgeteuft und nach Erreichens des Hangwasserhorizonts abgebrochen (Kenn II, 2552610/5518640, vgl. Abb. 6.83). Die Bodenart liegt nach Fingeransprache bei Lt2, Lu und Tu3. Die Farbe ist im gesamten Bohrkern 2,5 YR 4/6 (rotbraun). Der Gehalt organischer Substanz (TOC) liegt im Oberboden bei 2,2 Gew.-% und sinkt innerhalb
126 Tab. 6.31: Signifikante Korrelationen (**: des obersten halben Meters stark ab (Abb. 6.84). α<0,01, *: α<0,05) im Profil Kenn Ein zweites, sehr viel schwächeres Maximum 12; n. s.: nicht signifikant; n=7 (0,3 Gew.-%) tritt in 190-210 cm Tiefe auf, in bzw. n=4 712-756 cm Tiefe sind die Werte ebenfalls sehr schwach erhöht (0,2 Gew.-%). Wie in den ande- ren Profilen auf diesem Schwemmfächer sind die Sedimente frei von anorganischem Kohlenstoff. Der pH-Wert ist unterhalb 300 cm > 6,7 (Maxi- mum 7,1), oberhalb < 6,7 und erreicht in 60 cm Tiefe den minimalen Wert 5,3, um zum Oberboden wieder auf 6,3 anzusteigen.
Abb. 6.83: Photo Bohrkern Kenn II
Die Spurenelemente Cu-, Zn- und Pb (Abb. 6.85) zeigen einen Konzentrationsanstieg von 114 cm Tiefe bis zur heutigen Ober- fläche, der bei den Ni-Gehalten in dieser Form nicht nachvollzogen werden kann: Die Ni-Konzentrationen schwanken innerhalb des gesamten Bohrkerns zwischen 44 und 68 mg/kg (x=56 mg/kg, s=6 mg/kg). Die Cu-Konzentrationen liegen in einer Tiefe von 138 bis 366 cm Tiefe um x=19 mg/kg (s=2 mg/kg). Im Liegenden steigen sie bis in eine Tiefe von 574 cm von 19 auf 29 mg/kg (29 mg/kg werden auch in 446-456 cm Tiefe einmal erreicht). Unter dieser Tiefe schwanken die Werte um x=17 mg/kg (s=2 mg/kg). Die Zn-Gehalte variieren in einer Tiefe von 138 bis 288 cm Tiefe um x=90 mg/kg (s=7 mg/kg), von 291 bis 574 um x=99 mg/kg (s=8 mg/kg) und darunter um x=88 mg/kg (s=3 mg/kg). Sowohl die Cu- als auch die Zn-Gehalte weisen in 700 bis 731 cm Tiefe schwache Maxima auf. Die Pb-Konzentrationen schwanken unter 138 cm Tiefe um x=18 mg/kg (s=2 mg/kg). Auch in diesen Schichten werden die Vorsorgewerte für Metalle der BBodSchV Abb. 6.84: Summenparameter im (1999, Tab. 2.15) nicht erreicht, die Gehalte liegen, mit etwas Bohrkern Kenn II geringeren Pb-Konzentrationen, im Bereich der als geogener background veröffentlichten Werte (Tab. 3.2). Die Werte des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 weisen unter 291 cm Tiefe ein deutliches
127 Abb. 6.85: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf 114 cm Tiefe und Haupt- element-Verhältnisse im Bohrkern Kenn II
Maximum (0,5) auf, ansonsten schwanken sie um x=0,3 (s=0,01). Im Hangenden steigen die Werte lansam an, bis sie in 210-220 cm ein Maximum von 0,4 erreichen. Zwischen 48 und 114 cm Tiefe nehmen die Werte leicht ab (0,4-0,3). Die Werte des Verhältnisses Fe2O3/MnO variieren wenig: Ein erstes unteres Maximum wird in einer Tiefe von 435-446 cm erreicht (56,8), unterhalb schwanken die Werte um x=42,3 (s=4,1). Ein zweites schwaches Maximum wird in 262-273 cm Tiefe erreicht (54,3), in dessen Folge die Werte nach einem raschen Abfall zum deutlichsten Maximum des Profils in 100-104 cm Tiefe ansteigen (121,6). Innerhalb des Profils gibt es keine signifikanten Korrelationen. 80 Meter nördlich der Bohrung Kenn II wurde eine zweite Bohrung niedergebracht, die bis 600 cm Tiefe reichte (Kenn III, 2552635/5518715). Die Bodenarten des Feinbodens variieren zwischen Lu, Lt2 sowie Tu3, wobei nur wenige Sprünge in der Verteilung der Korngrößen zu erkennen sind (Abb. 6.86): Der Sandgehalt zeigt in 548-577 cm Tiefe eine starke Zunahme und ist in 385-419 cm ebenfalls höher als im übrigen Profil. Die Farbe des Feinbodens ist - bis auf den etwas dunkleren Oberboden - rotbraun (2,5 YR 4/6). Der Gehalt des TOC zeigt mit 3,1 Gew.-% im Oberboden (11-18 cm Tiefe) ein deutliches Maximum. Weitere, weitaus schwächere Maxima liegen in 252-267 cm (0,4 Gew.-%) und 457-468 cm (0,3 Gew.-%) Tiefe. Der maximale pH-Wert (7,4) wird in 592-600 cm Tiefe erreicht. Bis in eine Tiefe von 351 cm nehmen die pH-Werte auf 6,5 ab, im Hangenden variieren die Werte zwischen 6,7 und 6,9 und fallen zum Oberboden auf 5,7 ab. Aus einer Tiefe von 252-259 cm Tiefe wurde eine Holzkohle geborgen, die ein 14C-Alter von cal BC 2919 (+97/-13) anzeigt (Tab. 6.35). Die Ni-Gehalte schwanken zwischen 47 und 66 mg/kg (x=57 mg/kg, s=4 mg/kg) (Abb. 6.87). Maximale Gehalte werden in
Abb. 6.86: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Bohrkern Kenn III
128 584-590 cm (66 mg/kg), 533-541 cm (61 mg/kg), 451-457 (66 mg/kg), 334-351 cm (64 mg/kg) und 183-185 cm (63 mg/kg) Tiefe, minimale Werte in 577-580 cm (51 mg/kg), 351-385 cm (53 mg/kg), 223-230 cm (48 mg/kg) und in 120-147 cm (47 mg/kg) Tiefe erreicht. Im Gegensatz zu den Cu-, Zn- und Pb-Gehalten (Abb. 6.87) ist Ni im Oberboden nicht angereichert. Die Cu-Gehalte erreichen in 541-548 cm (40 mg/kg) und 492-500 cm Tiefe (43 mg/kg) die maximalen Konzentrationen des Bohrkerns. Zwischen 403 und 100 cm Tiefe schwanken die Konzentrationen um x=21 mg/kg (s=3 mg/kg), im obersten Meter nehmen die Gehalte wieder etwas zu (Abb. 6.87). Die Konzentrationen des Zn variieren um x=101 mg/kg (s=10 mg/kg). Dabei werden zahlreiche Extremwerte erreicht (Tab. 6.32). Die höchsten Gehalte innerhalb des Kerns werden im Oberboden erreicht (121 mg/kg). Die Pb-Gehalte sind ähnlich verteilt wie die Gehalte des Cu: in Tiefen zwischen 403 und 600 cm schwanken die Gehalte relativ stark, mit zwei schwachen Maxima in 541-548 cm und 492-500 cm Tiefe (24 mg/kg). Zwischen 403 und 100 cm Tiefe schwanken die Werte um x=18 mg/kg (s=2 mg/kg), im obersten Meter wird das stärkste Konzentrationsmaximum des Bohrkerns erreicht. Die Werte des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 sind innerhalb des Bohrkerns einheitlich (x=0,3, s=0,02), im Oberboden nehmen sie leicht zu. Die Werte des Verhältnisses Fe2O3/MnO schwanken im unteren Profilteil (275-600 cm Tiefe) um den Wert x=53,2 (s=18). Im Hangenden (bis 154 cm Tiefe) sind die Werte etwas geringer (x=30,5, s=10,3). Von 154 cm Tiefe bis zur Oberfläche nehmen die Werte des Verhältnisses ab, nachdem sie in 1544 cm Tiefe auf ein starkes Maximum (118,8) gesprungen sind. Innerhalb des Bohrkerns ergeben sich keine Korrelationen.
14C: cal BC 2919
Abb. 6.87: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf 50-70 cm Tiefe und Hauptelement-Verhältnisse im Bohrkern Kenn III
Tab. 6.32: Lage der Extrema der Zn-Konzentrationen
240 m nordwestlich von Kenn III wurde eine dritte Bohrung abgeteuft (Kenn VI, 2552510/5518920), in der bereits in 200 cm Tiefe Grundwassereinfluss festgestellt und die Bohrung abgeschlossen wurde. Die Schichten zeigen von unten nach oben eine deutliche Abnahme der Korngröße: von der Basis bis in eine Tiefe von 100 cm herrscht Lt2 vor, der obere Meter ist durch eine Abnahme über Lt3 auf Tu2, in 25-31 cm Tiefe sogar Tl gekennzeichnet. Der Gehalt des organischen Kohlenstoffs steigt ab einer Tiefe von 120 cm
129 nach oben zunächst sehr langsam, ab 41 cm Tiefe rasch auf bis zu 6,2 Gew.-% an. Der pH-Wert, der in den tieferen Schichten 6,5-6,6 beträgt, fällt ab einer Tiefe von 83 cm nach oben bis auf 5,3 ab (Abb. 6.88). Die Farbe der Feinsubstanz liegt im Bereich eines hellrötlichen Braun (5 YR 5/6). Die Ni-Konzentrationen stei- gen innerhalb des gesamten Bohr- kerns von unten nach oben an (Abb. 6.89, Tab. 6.34). Die Cu-Konzen- trationen schwanken innerhalb des Profils um x=24 mg/kg (s=5 mg/kg), Maxima werden in 188-200 cm Abb. 6.88: Korngrößenverteilung und Summenparameter im (29 mg/kg), 62-72 cm (28 mg/kg) Bohrkern Kenn VI und 10-17 cm (36 mg/kg) Tiefe erreicht. Die Zn-Gehalte zeigen von der Basis der Bohrung bis in 100 cm Tiefe einen ruhigen Verlauf (x=81 mg/kg, s=5 mg/kg), im Hangenden steigen sie bis zum Oberboden auf 168 mg/kg und übersteigen damit die in der BBodSchV (1999) angegebenen Vorsorgewerte für dieses Element (Tab. 2.15). Die Pb-Gehalte verhalten sich bis in eine Tiefe
Abb. 6.89: Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Bohrkern KennVI
Tab. 6.33: Anreicherungsfaktoren der Spuren- von 52 cm einheitlich (x=26 mg/kg, s=3 mg/kg) und elemente im Bohrkern Kenn VI steigen zum Oberboden auf 60 mg/kg an. Dieser Anstieg entspricht einem Anreicherungsfaktor von 3,2 (Tab. 6.33).
Der Quotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 nimmt innerhalb des Bohrkernes von unten nach
oben kontinuierlich ab. Das Verhältnis Fe2O3/MnO weist innerhalb der unteren 80 cm (120-200 cm Tiefe) einheitliche Werte auf (x=41,2, s=4,4). Im Hangenden steigen die Werte auf ein deutliches Maximum in 41-52 cm Tiefe (160) und fallen zum Oberboden hin wieder ab. Die Ni-Gehalte korre-
130 lieren positiv mit dem Tongehalt der Proben. Ebenso verhält es sich mit den Zn-Gehalten, die zusätzlich mit den Gehalten des organischen Kohlenstoffs sowie den pH-Werten korrelieren. Auch die Pb-Gehalte korrelieren positiv mit dem TOC-Gehalt (Tab. 6.34).
Tab. 6.34: Signifikante Korrelatio- nen (**: α<0,01) im Bohr- kern Kenn VI; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO,
Al: Al2O3; n. s.: nicht si- gnifikant; n=21 bzw. n=13
Tab. 6.35: 14C-Datierungen Kenn; HK: Holzkohle
Landnutzungswandel
Im Gegensatz zu der heute differenzierten Landnutzung im Einzugsgebiet stellt sich die Landnutzung auf der „Kartenaufnahme der Rheinlande durch Tranchot und v. Müffling 1801-1828“, Blatt 215 Trier- Ost (1816/17) einfacher dar: 93 % der Einzugsgebietsfläche waren 1801-1828 mit Wald bestanden (Abb. 6.90), hinzu kommen 3 % Wiese im Norden und 5 % Acker im Süden des Einzugsgebietes (Tab. 6.36). Zwischen 1801-1828 und 2000 wurden 51 % des damals vorhandenen Waldes gerodet und tw. in Acker,
Abb. 6.90: Landnutzung im Kenner Ein- zugsgebiet zu verschiede- nen Zeiten
Tab. 6.36: Landnutzung [%] Kenn tw. in Rebhänge umgewandelt. Die Rodungen für die Anlage des Weinbergs im Norden des Einzugsgebie- tes fand 1888 statt (HILGERS 1985), die weiteren Rodungen müssen früher stattgefunden haben. 1888 bestand der Wald überwiegend aus Eiche und Buche, doch auch schon damals mit Fichten und Kiefern. Inwieweit der von HILGERS (1985) angegebene Waldfeldbau im Einzugsgebiet betrieben wurde, bleibt fraglich. Das Schluchtensystem, das das Ein-
131 zugsgebiet entwässert, ist auf der Kartenaufnahme der Rheinlande bis auf einen der mittleren Äste bereits kartiert, dieser ist als Weg eingezeichnet. Der Ort Kenn wurde urkundlich sicher zum ersten Mal 893 n. Chr. erwähnt (HILGERS 1985); das Fundstellenkataster weist eine römische Siedlung im heutigen Ort nach, die mindestens seit 150 n. Chr. bestand (HILGERS 1985). Auf ältere Siedlungsstellen der Steinzeit und der Spätbronzezeit weisen archäologische Funde aus dem Schwemmfächer sowie vorgeschichtliche Fundstellen innerhalb der 1-km- Pufferzone um das Einzugsgebiet. Grabfunde aus der Frankenzeit belegen eine hohe Siedlungskontinuität in diesem Gebiet, dessen Siedlungsnachweise sich jedoch nur auf die flachen Bereiche der Kenner Flur beschränken (Abb. 6.91). Um 1200 wird Weinbergsbesitz in Kenn nachgewiesen, ebenso 1720 (am Hang Richtung Schweich). Im Bereich der Flur Fitrick im N des Einzugsgebietes wurde 1930 ein Weinberg neu angelegt, ein Teil des Hanges Richtung Schweich wurde nach 1650 in Weinberge umgewandelt, wobei Flurnamen auf eine vorherige Nutzung als Weide deuten (Geisberg, In der Nacht; HILGERS 1985). Der Flurname „Jungewald“ im Süden des Einzugsgebiet deutet auf neu angelegten Wald, dessen Datierung jedoch unklar bleibt (HILGERS 1985).
Abb. 6.91: Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet des Schwemmfächers bei Kenn 6.2 AUENSEDIMENTE
Zusätzlich zu den Schwemmfächersedimenten wurden an geeigneter Stelle Einzelprofile aufgenommen, die als bachbegleitende Auensedimente angesprochen werden.
6.2.1 Tawern
Der Ort Tawern, auf einen römischen Vicus zurückzuführen, liegt am Zusammenfluss des Mannebachs und des Mausbachs, wobei letzterer hier im Pleistozän einen Schwemmfächer aufgeschüttet und den Mannebach nach Osten abgedrängt hat. Im Zuge einer Kellerausschachtung nördlich des römischen Vicus konnten an den Grubenwänden Profile aufgenommen und bearbeitet werden. In der Baugrube waren Rinnensedimente des Mausbaches aufgeschlossen, die sich in NE-SW-Richtung über das Grundstück zogen. An den Grubenwänden war eine Grenze zwischen schuttfreiem Lehm und Lehm mit römischem Schutt zu erkennen (Abb. 6.92).
132 In der Baugrube standen bis in eine Tiefe von 210,80 m ü. NN kalkreiche Schotter an, die bis zur Basis der Baugrube auf 210, 15 m ü. NN aufgeschlossen waren. Sie wurden durch die Rinne geschnitten, die die Baugrube in SW- NE-Richtung quert (Abb. 6.92). Diese Rinne (Abb. 6.93, 2537270/5503719, Schicht 5) ent- hält römischen Kulturschutt und wird aus bis 20 cm großen gut gerundeten Sand- und Kalk- steinen mit zwischengeschalteten Sandlinsen aufgebaut. Sie wird nach oben von einer Schicht Kalktuff abgeschlossen, die ebenfalls Ziegel, Holzkohle sowie einzelne Knochen enthält. Sie wird von weiteren feinkörnigen Sedimen- ten überlagert (Schichten 1-4), von welchen die Schichten 3 und 4 Ziegel- und Schieferstückchen sowie römische Keramik enthalten. Schicht 4 zeigt in sich deutliche Korngrößenunterschiede: Abb. 6.92: Lage der bearbeiteten Profile auf der rechten Seite dominieren feine, in der Mitte grobe und links mittlere Korngrößen. Die in den Schichten 3 und 4 enthaltenen Kalk- und Sand- steine sind bis 25 cm groß und teilweise mit Kalksinter überzogen. Die Schichten 2 und 1 sind ihrer dunkleren Farbe nach oben zunehmend humos. An den in Abb. 6.93 mit P gekennzeichneten Stellen wurden Proben für geoche- mische Untersuchungen ge- nommen: Der Gehalt organi- schen Kohlenstoffs nimmt von unten (0,1 Gew.-%) nach oben (0,6 Gew.-%) zu. Die TIC-Gehalte sind un- gleichmäßig über das Profil Abb. 6.93: Profilzeichnung Tawern 4 verteilt, die pH-Werte liegen zwischen 8,1 und 8,3 (Abb. 6.94). 3 m weiter nördlich wurden die hang- enden Schichten der Rinne näher be- schrieben (Tawern 3, Abb. 6.95):Die Oberkante der Schotter liegt bei diesem Profil auf 210,83 m ü. NN (Schicht 4), die Oberkante des Profils auf 212,18 m ü. NN. Die konkordant im Hangenden der Kiese liegende Schicht 3 besteht aus Sl3 mit einem Kiesgehalt von 49 Gew.-% (Abb. Abb. 6.94: Geochemie Tawern 4 6.96). Ihre obere Grenze wird neben
133 einem Korngrößenwechsel durch zwei bis 20 cm breite Schieferplatten römischen Ur- sprungs gekennzeichnet, die an ihrer Unter- seite kalkumkrustet sind, dort sind auch Reste reinen Kalktuffs zu finden. Entspre- chend ist Schicht 3 durch die höchsten Werte anorganischen Kohlenstoffs (1,2 Gew.-%) sowie den höchsten pH-Wert (8,3) in diesem Profil gekennzeichnet. Die Schicht enthält fast keinen organischen Kohlenstoff (TOC, 0,2 Gew.-%) (Abb. 6.96). Die hangenden Schichten 2 und 1 sind durch geringere Korn- größen gekennzeichnet: Schicht 2 ist in sich - bis auf eine schwache Abnahme der Korn- größen von unten nach oben - homogen, von brauner Farbe und weist ein Subpolyedergefüge auf. Sie enthält viele Abb. 6.95: Profilzeichnung Tawern 3 Ziegelbruchstücke und gut gerundete Kiese bis 2 cm aus Buntsandstein- und Muschelkalk- sedimenten, vereinzelt auch Schiefer bis 4 cm. Der Gehalt organischen Kohlenstoffs ist im Vergleich zu Schicht 3 deutlich erhöht (0,7-0,8 Gew.-%), anorganischer Kohlenstoff lässt sich dagegen fast nicht nachweisen (<0,1 Gew.-%). Der pH-Wert fällt innerhalb der Schicht von 7,6 auf 7,2. Der Unterschied in der Korngrößenzusammensetzung der Schichten 2 und 1 ist nur gering. Dagegen nimmt der TOC-Gehalt (max. 1,7 Gew.-%) in Schicht 1 deutlich zu. Der pH-Wert sinkt auf 6,8, der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs bleibt gering.
Abb. 6.96: Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Tawern 3
Die Ni-Gehalte sind in Schicht 3 maximal (Abb. 6.97). In Schicht 2 folgen sie mit geringerer Konzentration und nehmen nach oben zu, ohne jedoch den Maximalwert wieder zu erreichen. Die Cu- Konzentrationen der Schichten 1 und 2 sind höher als die der Schicht 3: sie schwanken um x=29 mg/kg (s=3 mg/kg). Die Zn-Gehalte nehmen mit einem Konzentrationssprung zwischen Schichten 2 und 1 zum Oberboden schwach zu, in Schicht 3 ist der Wert minimal. Die Pb-Konzentrationen steigen innerhalb des Profils von Schicht 3 zum Oberboden an (Anreicherungsfaktor: 1,7, Abb. 6.97). Das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 weist in Schicht 3 maximale Werte auf (2,5), in den Schichten 1 und 2 verändert es sich kaum (x=0,5, s=0,02). Das Verhältnis Fe2O3/MnO ist innerhalb des Profils - bis auf den geringeren Wert der Schicht 3 - ausgeglichen (x=25,8, s=1,3).
134 Abb. 6.97: Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 2(Minimum) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Tawern 3 Innerhalb des Profils ergeben sich besonders für die Zn-, Cu- und Pb-Konzentrationen zahlreiche Korrelationen (Tab. 6.37), u.a. zu Parametern der Korngrößenverteilung. Zn und Pb korrelieren mit dem TOC-Gehalt, Zn und Cu mit dem TIC-Gehalt. Zn und Cu korrelieren negativ mit dem Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3, Zn positiv mit dem Verhältnis Fe2O3/MnO. Fe2O3/MnO und (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 sind ebenfalls (negativ) miteinander korreliert.
Tab. 6.37: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01, *: α<0,05) im Profil Tawern 3; 4K: K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; Fe: Fe2O3, Mn: MnO; n. s.: nicht signifikant; n=5 bzw. n=7
3 m weiter nördlich keilt die stark ziegelbruchhaltige Schicht 2 aus (Tawern 5, 2537269/5503725, Abb. 6.98). Ein entsprechendes Auskeilen ist auch an der gegenüberliegenden nordöstlichen Ecke der Baugrube zu beobachten (vgl. Abb. 6.92). Der Charakter der Sedimente über den Schottern ändert sich von graubraunem Lehm zu gelblich braunem Lehm ähnlicher Korngröße, der frei von römischem Schutt ist, aus dem aber aus 75 cm Tiefe eine vorgeschichtliche Scherbe geborgen wurde. Auf den unterlagernden Schottern ist eine kleine Rinne entwickelt, die römische Ziegel enthält, so dass die vorgeschichtliche Scherbe als umgelagert gelten muss. Im Übergang wurden 4 Proben für geochemische Untersuchungen entnommen (P in Abb. 6.98). Anhand der Summenparameter (Abb. 6.99) lassen sich die Schichten nicht unterscheiden: Die TOC-Gehalte liegen zwischen 0,4 und 0,6 Gew.-%, die Proben sind frei von anorganischem Kohlenstoff. Der pH-Wert schwankt zwischen 7,4 und 7,6. Auch die Ni-Konzentrationen sind innerhalb des ganzen Profils sehr ähnlich (25-31 mg/kg). Die Cu-, Zn- und Pb-Gehalte sind jedoch in der graubraunen Schicht im Vergleich zu ihrem Liegenden erhöht.
135 Abb. 6.98: Profilzeichnung Tawern 5 Abb. 6.99: Geochemie Tawern 5
Die Profile Tawern 1 (2537276/5503734) und 2 (2537271/5503729), innerhalb des gelblich braunen Lehms, zeigen einen einander ähnlichen Aufbau (Abb. 6.100 und 6.101): Bis in eine Höhe von 210,75 m ü. NN stehen von der Basis der Baugrube Kalkschotter an. Die untersten feinkörnigen Schichten der beiden Profile (jeweils Schicht 4 in Tawern 1 und 2) sind durch einen vergleichsweise hohen Sandgehalt gekennzeichnet, der in den hangenden Schichten deutlich zurückgeht. Der Skelettgehalt bleibt in den Profilen gering (2,4 Gew.-% in Tawern 1, Abb. 6.102, 1,4 Gew.-% in Tawern 2, Abb. 6.103). Eine deutliche Zweiteilung der beiden Profile ergibt sich aufgrund der Lagerungsdichte: im Profil Tawern 1 ist die Schicht 1 dichter als die liegenden Sedimente, in Profil Tawern 2 sind die Schichten 1 und 2 sehr dicht, deren Liegendes ebenfalls locker. In beiden Profilen sind die liegenden lockeren Schichten von Wurzelbahnen und Regenwurmgängen durchzogen, die mit Tonhäuten überzogen sind. Ebenso steigt in beiden Profilen der Gehalt organischen Kohlenstoffs zum Oberboden (Schichten 1) an (1,3 Gew.-% in Tawern 1, 1,5 Gew.-% in Tawern 2), anorganischer Kohlenstoff fehlt fast völlig. Der pH-Wert ist in Profil Tawern 1 mit Werten zwischen 6,8 und 7,1 etwas saurer als in Tawern 2 (7-7,5).
Abb. 6.100:Profilzeichnung Tawern 1 Abb. 6.101:Profilzeichnung Tawern 2
Auch die geochemischen Daten beider Profile entsprechen sich (Tawern 1: Abb. 6.104, Tawern 2: Abb. 6.105): Die Ni-Gehalte verringern sich in beiden Profilen von der Basis zur Oberkante; Die Cu-, Zn- und Pb-Gehalte beider Profile weisen ein Minimum in 211,40 m ü. NN auf und steigen von dort nach oben und unten an, in Tawern 1 um etwa den Faktor 2, in Tawern 2 um geringere Faktoren. Das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 zeigt in beiden Profilen entsprechende Werte, in der Mitte des Profils
136 Abb. 6.102:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Tawern 1
Abb. 6.103:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Tawern 2
Abb. 6.104:Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 2(Minimum) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Tawern 1
minimale Werte, nach oben und unten schwach zunehmend. Der Quotient Fe2O3/MnO erreicht in beiden Profilen in der Mitte der Profile ein Maximum, das in Tawern 1 etwas höher liegt als in Tawern 2. Die absoluten Wertebereiche der beiden Profile entsprechen sich, signifikante Korrelationen zwischen den Profilen Tawern 1 und Tawern 2 bestehen jedoch nur bei den TOC- (r=0,993, α<0,01) und Ni-Gehalten (r=0,984, α<0,05).
137 Abb. 6.105:Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 3(Minimum) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Tawern 2
In beiden Profilen liegen unterschiedliche Korrelationen vor: In Tawern 1 korrelieren die Zn- und die Cu-Gehalte mit den Gehalten anorganischen Kohlenstoffs, die Ni- und Zn-Gehalte korrelieren mit der Sand- und Siltfraktionen der beprobten Schichten. Cu und Pb korrelieren negativ mit den Werten des Verhältnisses Fe2O3/MnO. Im Profil Tawern 2 korrelieren die Zn-Gehalte mit den Verhältnissen (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 und Fe2O3/MnO. Die Pb-Gehalte korrelieren nur mit dem Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3. Das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 korreliert negativ mit dem Verhältnis Fe2O3/MnO (Tab. 6.38).
Tab. 6.38: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01, *: α<0,05) in den Profilen Tawern 1 und
Tawern 2; 4K: K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; Fe: Fe2O3, Mn: MnO; n. s.: nicht signifikant; Tawern 1: n=5 bzw. n=9, Tawern 2: n=6
In der nordwestlichen Ecke der Baugrube ist eine fundleere Grube in die Sedimente eingetieft (Tawern 6, 2537273/5503735, Schicht 7, Abb. 6.106). Die Basis des Profils bilden die Schotter, denen zunächst eine etwa 5 cm mächtige Tonschicht auflagert. Sie wird von 40 cm lehmigen Sanden überdeckt (Schichten 5 und 4), die zunehmend lehmiger werden. Die Schichtenfolge wird von der dunklen humosen Schicht 1 abgeschlossen. An den in Abbildung 6.106 mit P gekennzeinchneten Positionen wurden Proben für geochemische Untersuchungen entnommen. Die liegenden Schichten weisen nur sehr geringe TOC-Gehalte auf (0,1 Gew.-%), die sich in der Grube (Schicht 7) auf 0,5 Gew.-% erhöhen. Das gesamte Profil ist frei von anorganischem Kohlenstoff, die pH- Werte schwanken zwischen 6,9 und 7,2. Die Gehalte aller vier Spurenelemente sind in Schicht 5 maximal (Abb. 6.107).
138 Abb. 6.106:Profilzeichnung Tawern 6 Abb. 6.107:Geochemie Tawern 6
6.2.2 Gillenbach
Der Sedimentkörper
In dem Bereich, in dem sich der Gillenbach in seine eigenen Sedimente eingeschnitten hat (Kap. 6.2.2), wurden drei dicht beieinanderliegende Profile untersucht.
Abb. 6.108:Profilzeichnung Gillenbach 1
139 Im bachabwärtigen Profil Gillenbach 1 (2544510/5514880, Abb. 6.108) sind im unteren Bereich (Schicht 8) über dem heutigen Bachniveau (Schicht 10), zahlreiche kleine ineinandergreifende Rinnen aufgeschlossen, die sich gegenseitig diskordant schneiden und eine stark lehmig-sandige Komponente aufweisen (Sl4). Sie werden durch römische Kutlurgerölle in diese Zeit datiert. Erst ab einer Tiefe von 215,75 m ü. NN (Schicht 7) werden die Schichten deutlich feinkörniger (Ls2, Uls, Lu), und enthalten deutliche Rostschlieren. An der Basis der feinkörnigen Sedimente datiert eine Holzkohle auf cal BC 5400 (+71/-30). Dieser Bereich wird durch eine braune, humose Schicht abgeschlossen (Schicht 6), die nach 14C- Daten auf cal AD 419-433 (359-530) datiert (Tab. 6.44). Der Gehalt organischen Kohlenstoffs steigt in dieser Schicht auf ein Maximum von 0,7 Gew.-% (Abb. 6.109). Der humosen Schicht folgt im Hangenden eine Wechsellagerung von Sl4 mit Uls/Lu, wobei die grobkörnigen Schichten einen Kiesgehalt von bis zu 54,7 Gew.-% enthalten (Schicht 5). In den grobkörnigen Schichten steigt der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs (TIC) durch den höheren Carbonatanteil auf 5,4 Gew.-%, in den feinkörnigen auf maximal 3,8 Gew.-%. Zwischen 216,90 und 218,20 m ü. NN liegt ein Schotterpaket aus gut gerundeten Kiesen bis 40 cm (Schicht 4), dessen Spekturm die im Einzugsgebiet anstehenden Gesteine widerspiegelt. In ihrem Hangenden folgt zunächst eine orange, gut sortierte, stark sandige, 30 cm mächtige Schicht 3 (Sl2), dann eine braune Schicht 1, in der - nach einer deutlichen Verringerung der Korngröße auf Ls2 - eine kontinuierliche Zunahme v.a. der Sandfraktion folgt, bis an der Oberkante des Aufschlusses wieder Sl4 liegt. Während die Tongehalte nur zwischen 7,8 und 18,8 Gew.-% variieren, spannen sich die Siltgehalte zwischen 12,3 und 61,9 Gew.-% und die Sandgehalte zwischen 20,2 und 79,3 Gew.-%. Der Gehalt des organischen sowie des anorganischen Kohlenstoffs folgt dem Korngrößensprung in 218,50 m ü. NN: beide Komponenten nehmen in Schicht 1 ebenfalls sprunghaft zu: Der Gehalt organischen Kohlenstoffs steigt zunächst auf 0,5, zum Oberboden dann auf 1,5 Gew.-%. Der Gehalt an anorganischem Kohlenstoff springt auf 3,0 Gew.-%, um dann kontinuierlich zur Oberkante des Profils abzunehmen (1,2 Gew.-%). Der pH-Wert, der in den Schichten 8 bis 5 Werte zwischen 8 und 8,5 annimmt, sinkt in Schicht 1 auf 7,6.
Abb. 6.109:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Gillenbach 1
Sowohl die Ni- als auch die Cu- und Zn-Konzentratonen steigen innerhalb der feinkörnigen Schichten 7 und 8 an (Abb. 6.110), die Pb-Konzentrationen schwanken um x=21 mg/kg (s=1 mg/kg). In den Schichten 3 und 1 werden die Cu-, Zn- und Pb-Konzentrationen im Oberboden angereichert. Die Konzentrations- maxima von Zn und Pb werden in den obersten 10 cm erreicht, die Maxima von Cu und Ni in 40 bzw. 50 cm Tiefe. Die Anreicherungsfaktoren sind in diesem Fall mit 2,3 bis 5,7 sehr hoch.
140 Abb. 6.110:Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 7(unten)bzw. 3 (oben) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Gillenbach 1
Die Werte des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 fällt in den Schichten 7 und 6 von unten nach oben leicht ab, ebenso in Schicht 1, nachdem in Schicht 3 minimale Werte erreicht wurden. In Schicht 5 verhalten sich Maxima und Minima wie die Korngrößenverteilug (bei hohem Sandgehalt ist auch der Verhältniswert hoch). Der Quotient Fe2O3/MnO steigt in den Schichten 7 und 6 an und verhält sich in Schicht 5 umgekehrt zur Korngrößenverteilung (grobe Schichten erreichen niedrige Werte). Die Werte der Schichten 3 und 1 variieren nicht sehr, allerdings läßt sich in Schicht 3 ein leichter Anstieg, in Schicht 1 ein leichter Abfall der Werte erkennen. Die TIC-Gehalte korrelieren positiv mit den Werten des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3. Die Gehalte der pedogenen Eisenoxide sind im Profil Gillenbach 1 (Schichten 1, 6 und 7) unterschiedlich: In Schicht 6 ist absolut und in Bezug auf das Gesamteisen der Proben nur etwa die Hälfte der in den Schichten 1 und 7 gemessenen Konzentrationen enthalten. Da sich dies besonders durch die dithionitlösliche Fraktion begründet, in Schicht 6 aber die höchsten Gehalte oxalatlöslicher Eisenoxide gemessen wurden, ist der Aktivitätsgrad der Schicht 6 (0,48) deutlich höher als der der Schichten 7 (0,22) und 1 (0,18) (Tab. 6.39). Das Profil Gillenbach 2 (2544508/5514881) schließt sich bachaufwärts an das Profil Gillenbach 1 an (Abb. 6.111, links). Die Korngrößen des Feinbodens liegen bei Sl4 und Ls4, der Kiesanteil liegt bei maximal 7,7 Gew.-% (Abb. 6.112) und besteht aus den im Einzugsgebiet anstehenden Sandsteinen und Dolomiten, die tw. schwache Kalkkrusten tragen, sowie Kalktuffen. Das Profil weist orange-braune Farbtöne auf. Der
Tab. 6.39: Pedogenes Eisen und abgeleitete Quotienten im Profil Gillenbach 1
141 Abb. 6.111:Profilzeichnung Gillenbach 2 (links) und 3 (rechts)
Abb. 6.112:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Gillenbach 2
Gehalt organischen Kohlenstoffs bleibt innerhalb des Profils sehr gering (max. 0,2 Gew.-%), der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs besitzt ein Maximum auf 215,45-215,55 m ü. NN (1,8 Gew.-%) und nimmt nach oben sowie nach unten rasch ab. Der pH-Wert liegt in diesem Profil zwischen 8 und 8,3. Die Molluskengesellschaft, die innerhalb dieses Profiles auftritt, entspricht mit Vallonia excentrica, V. costata, Discus ruderatus u.a. einer Offenlandgesellschaft des frühen Holozäns. Die Ni-, Cu-, Zn- und Pb-Werte nehmen innerhalb des Profils schwach zu (Abb. 6.113). Das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 zeigt ein Maximum auf 215,45-215,55 m ü. NN (1,4). Die Verhältnis- werte von Fe2O3/MnO nehmen von unten nach oben ab. Die Ni- und Zn-Gehalte korrelieren mit den TOC- und Tongehalten sowie den Verhältniswerten von Fe2O3/MnO. Die TIC-Gehalte korrelieren mit den Verhältniswerten von (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 und Fe2O3/MnO (Tab. 6.40).
Abb. 6.113:Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 8 (Minimum) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Gillenbach 2
142 Tab. 6.40: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01, *: α<0,05) im Profil Gillenbach 2; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; Fe: Fe2O3, Mn: MnO; n. s.: nicht signifikant; n=8 bzw. n=4
Innerhalb des Profils Gillenbach 2 ist der Gehalt pedogener Eisenoxide bezogen auf den Gesamteisengehalt im oberen und unteren Profilteil identisch (0,28). Der Aktivitätsgrad ist jedoch oben (0,16) fast doppelt so hoch wie unten (0,09) (Tab. 6.41). Das Profil Gillenbach 3 (2544507/5514882, Abb. 6.111, rechts) wurde 4 m weiter flußauf aufgenom- men. Die Schichten im oberen Teil des Profils bestehen aus Ls2 (Schichten 7 und 6), der nach oben in Lu und Uls übergeht (Schicht 5). In 216,40-216,50 m ü. NN erreicht der TOC-Wert mit 0,8 Gew.-% sein Maximum (Abb. 6.114), nach oben und unten fällt er allmählich ab. Der Gehalt anorganischen Kohlenstoffs (TIC) liegt um x=3,2 Gew.-% (s=0,1 Gew.-%). Die pH-Werte dieser Proben schwanken um 8,1 und nehmen zum oberen Abschluß des Profils leicht zu. Die Schichten lassen sich mit den in Gillenbach 1 beschriebenen Schichten gleicher Numerierung korrelieren. Den unteren Abschluss, die Basis des Profils, unterhalb der hier nicht bearbeiteten Rinnensedimente, bildet eine rote Schicht aus Ls3 (Schicht 9), deren TOC- sowie TIC-Wert (jeweils 0,1 Gew.-%) geringer sind als im Hangenden. Nach der Korngrößenverteilung steht sie den Proben des Profils Gillenbach 2 (> 50 Gew.-% Sand) näher als den Proben dieses Profils (< 34 Gew.-% Sand). Der pH-Wert dieser Schicht ist 8,1.
Tab. 6.41: Pedogenes Eisen und abgeleitete Quotienten im Profil Gillenbach 2
Abb. 6.114:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Gillenbach 3
143 Die Molluskengesellschaft dieses Profils spiegelt mit Carychium tridentatum, Vallonia excentrica, Discus rotundatus u.a. eine schattenverlangende Waldgesellschaft wider. Die Schwermetallgehalte der Schichten variieren innerhalb des Profils wenig (Abb. 6.115): die Ni- Gehalte schwanken um x=33 mg/kg (s=2 mg/kg), die Cu-Gehalte um x=19 mg/kg (s=2 mg/kg) und die Pb- Gehalte um x=22 mg/kg (s=1 mg/kg). Die Zn-Konzentrationen nehmen von unten (74 mg/kg) nach oben (51 mg/kg) ab. Die Schwermetallgehalte der Schicht 9 sind geringer als der jeweilige Mittelwert der Schichten 7 bis 5.
Auch die Werte des Elementverhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 zeigen nur geringe Schwankun- gen: sie sind in Schicht 9 minimal (0,6), sind in den Schichten 7, 6 und im unteren Teil von Schicht 5 relativ konstant (x=1,8, s=0,06) und steigen zur Oberkante des beprobten Bereiches noch einmal zu. Das
Verhältnis Fe2O3/MnO variiert vergleichsweise stark: die Werte schwanken mit s=3,7 um x=45,8 (ohne den in Schicht 7 erreichten Minimalwert von 24 einzubeziehen). Die Zn-Gehalte korrelieren mit den Tongehalten, die Pb-Gehalte ebenso wie die TIC-Gehalte mit den Verhältniswerten von
(K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (Tab. 6.42).
Abb. 6.115:Spurenelemente und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Gillenbach 3
Tab. 6.42: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01, *: α<0,05) im Profil Gillenbach 3; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; n. s.: nicht signifikant; n=7 bzw. n=11
Landnutzungswandel
Auf der Karte der Kartenaufnahme der Rheinlande von 1801-1828 (Blatt 214 Trier-West 1816/18) stellt sich die damalige Landnutzung sehr eintönig dar: 97 % der Fläche des Einzugsgebietes (auch solche mit Hangneigungen > 40°) sind als Ackerland kartiert, die restlichen 3 % entfallen auf Wald (Abb. 6.116, Tab. 6.43). Heute ist der westliche Teil des Einzugsgebietes vornehmlich industriell, nur noch in Restarealen ackerbaulich genutzt, im östlichen Teil des Einzugsgebietes ist ein Landnutzungsmosaik aus Wald, Wiesen und Gärten sowie Ackerflächen zu finden, wobei die Ackerflächen auf den geringer geneigten Standorten dominieren. Die Datengrundlage der Karte der archäologischen Funde beruht im Vergleich zu den meisten anderen Untersuchungsgebieten auf einer intensiven Prospektion und weist auf eine sehr lange Nutzung des Einzugsgebietes und seiner benachbarten Flächen: Aus allen vorgeschichtlichen und historischen Epochen
144 sind vornehmlich auf den höher gelegenen Teilen des Einzugsgebiet und seiner Umgebung Zeugen einer Besiedlung vorhanden (Abb. 6.117): Vorgeschichtliche Siedlungsstellen unterschiedlicher Zeitstellung sowie Römische Villen, fränkische Gräber und weitere Fundstellen zeugen von einer weit zurückreichenden Besiedlung des Gebietes. In der Spätantike wurde das Wasser des Gillenbaches zum Antreiben einer Wassermühle genutzt (CLEMENS & LÖHR 2001).
Abb. 6.116:Landnutzung im Einzugsgebiet des Gillenbachs zu verschiedenen Zeiten
Tab. 6.43: Landnutzung [%] Gillenbach
Abb. 6.117:Karte der Fundstellen in einer 1 km breiten Pufferzone um das Einzugsgebiet des Gillenbachs
145 Tab. 6.44: 14C-Datierungen Gillenbach; HK: Holzkohle
6.3 STADTBÖDEN
V.a. um einen Vergleich der Schwermetallbelastung von Böden unterschiedlicher Lage aber gleicher Zeitstellung durchführen zu können, wurden neben den ländlich geprägten Schwemmfächern und Aue- sedimenten auch Stadtprofile in die Untersuchung aufgenommen und grabungsbegleitend bearbeitet.
6.3.1 Brauerei
Das Profil war am Unterhang des Petrisberges auf der unteren Mittelterrasse im Zuge von Grabungen am Trierer Amphitheater aufgeschlossen. Es enthielt eine begrabene frührömische Landoberfläche auf dem Holozänboden. Die darüber liegenden, noch etwa 40 cm mächtigen Schichten gehören zur stadtseitigen Bermenschüttung der Stadtmauer, die somit eine Landoberfläche älter als ca. 180 AD datieren und versiegeln (Abb. 1.118). Die obersten 60 cm des Abb. 6.118:Profilphoto Profils bestehen aus Lu brau- Brauerei ner Farbe, die in den obersten Zentimetern auf ein rötliches Braun wechselt (Abb. 6.118). Zum Liegenden nimmt v.a. der Grobsiltgehalt auf Ko- sten des Fein- und Mittelsiltes zu, die Bodenarten variieren hier zwischen Ls2 und Lu, die Farbe ist hellbraun. Erst an der Basis des Profils gehen die Sandgehalte zugungsten der feineren Korngrößen zu- rück, die Bodenart bleibt je- doch Lu und Ls2 (Abb. 6.119). In allen Schichten treten Schieferkiese auf (mindestens 5 Gew.-%), in 151,60- 151,70 m ü. NN beträgt der maximale Kiesanteil 31,2 Gew.-%. Der TOC-Gehalt steigt in den oberen 60 cm von 0,1 auf 0,3 Gew.-%, anorganischer Kohlenstoff läßt sich im Profil nicht nachweisen. Der pH-Wert steigt zum Oberboden von 7,4 auf 8,8.
146 Abb. 6.119:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Brauerei
In den unteren 50 cm des Profils steigen die Zn-Konzentrationen in den Proben schwach an (71- 78 mg/kg) (Abb. 6.120). Die Ni- und Pb-Konzentrationen variieren einen Gehalt von x=39 mg/kg (s= 5 mg/kg, Ni) bzw. x=20 mg/kg (s=2 mg/kg, Pb). Die Cu-Gehalte nehmen von der Basis des Profils (21 mg/kg) bis in eine Tiefe von 152,40 m ü. NN auf einen Wert von 11 mg/kg ab. Auch die Ni-Gehalte verringern sich wieder, bis sie in dieser Tiefe ein Minimum erreichen, wohingegen sich die Konzentrationen von Zn und Pb zwischen 151,70 und 152,40 m ü. NN um x=77 mg/kg (s=4 mg/kg, Zn) bzw. 17 mg/kg (s=1 mg/kg, Pb) bewegen. In den oberen 60 cm des Profils verhalten sich die Kurven der Spurenelement- gehalte der Elemente Ni, Cu, Zn und Pb gleich: sie nehmen - wenn auch unterschiedlich stark - zu (Abb. 6.120). Der Quotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 varriiert im gesamten Profil um x=0,4 (s=0,01). Der Quotient Fe2O3/MnO fallen von der Basis bis in eine Tiefe von 50 cm alternierend ab, zur Oberkante des Profils nehmen sie wieder zu. Die Gehalte pedogener kristalliner Eisenoxide ist innerhalb der analysierten Schcihten sehr ähnlich (Tab. 6.45), ebenso die Gehalte aller pedogenen Eisenoxide in Bezug auf die Gesamteisengehalte. Größere Unterschiede zeigen sich in den Gehalten der pedogenen amorphen Eisenoxide und damit dem Aktivitäts- grad, der in der Mitte des Profils am höchsten ist. Die Tonmineralassoziationen dieser Proben besteht aus Mineralen der Kaolin-, der Glimmer-Illit- sowie Mineralen der Chlorit-Gruppe. Die Probe Tr-Brau 18 an der Basis des Profils enthält zudem einen Teil quellfähiger mixed layer-Minerale (Abb. 6.121).
Abb. 6.120:Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf 152,40 - 152,50 m ü. NN und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Brauerei
147 Tab. 6.45: Pedogenes Eisen und abgeleitete Quotienten im Profil Brauerei
Abb. 6.121:Röntgendiffraktogramme und Tonmineral-Gruppen Brauerei; (+): in geringen Men- gen vorhanden
6.3.2 Laeis-Bucher
Im Zuge des Neubaus des „Ostalleencenters“ SW’ des Trierer Hauptbahnhofs wurde ein weiterer Teil der römischen Stadtmauer mit Stadtgräben gegraben. Der Untergrund der Baugrube (Schicht 6) besteht aus gut gerundeten Niederterrassenschottern bis 5 cm Größe, die direkt den Sedimenten des Rotliegenden auflagern. Das Hangende der Niederterrasse (Schicht 6) ab 131,70 m ü. NN wird im Profil Laeis-Bucher 11 (Abb. 6.122) durch schräg geschichtete Sande gebildet (Schicht 4, 75 Gew.-% Sand), denen diskordant ein Band aus gut gerundetem Mittel- bis Feinkies mit matrixgestütztem Gefüge aufliegt, das sich 20 cm weiter oben wiederholt (Schichtenwechsel Schicht 3). Diesen Schichten lagern wiederum sandige Sedimente auf, die im Gegensatz zu den hellrotbraunen Sanden der Schicht 4 von hellbrauner Farbe sind und deutlich weniger Feinsand enthalten (Abb. 6.123). An ihrer Unterkante ist ein Eiskeil (Schicht 5) ausgebildet. Den Abschluss des bearbeiteten Profils bildet ein Ls3 mit subpolyedrischem Gefüge (Schicht 1), der schwach humos (TOC:
148 Abb. 6.122: Profilzeichnung Laeis-Bucher11
0,2 Gew.-%) ist und Wurmgänge sowie Wurzelröhren enthält. In dieser Schicht finden sich einzelne vorgeschichtliche Scherben sowie Holzkohlen, die ein Datum von cal AD 642 (-24/+9) ergeben (Tab. 6.49). Das Profil ist frei von anor- ganischem Kohlenstoff (TIC), der pH-Wert steigt von 7,2 in Schicht 4 auf 7,6 in Schicht 1 an. Holzkohle aus Schicht 2 ergibt ein 14C-Alter von cal BC 9743 (+200/-248) (Tab. 6.49). Das Maximum der Ni-Gehalte liegt mit 34 mg/kg im unteren Bereich der Schicht 4, darüber schwanken die Gehalte zwischen 17 und 29 mg/kg (Abb. 6.124). Die Cu-Gehalte sind in Schicht 4 (oberer Teil, 20 mg/kg) und Schicht 1 (22 mg/kg) maximal. In den Schichten 3 und 2 schwanken sie um x=15 mg/kg (s=1 mg/kg). Die Zn-Konzentrationen des Schichten 4 bis 2 betragen im Mittel x=45 mg/kg (s=2 mg/kg), in Schicht 1 steigen sie auf 60 mg/kg an. Die Pb-Gehalte schwanken entsprechend in den Schichten 4 bis 2 um x=22 mg/kg (s=2 mg/kg), in Schicht 1 steigen sie auf 32 mg/kg. Damit bleiben alle vier Elemente mit ihren Konzentrationen unter den in den BBodSchV (1999) angegebenen Vorsorgewerten (Tab. 2.15). Die Elemente Cu, Zn und Pb sind im Oberboden schwach angereichert (Abb. 6.124). Das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 erreicht in Schicht 2 einen maximalen Wert, zur Oberkante des Profils verringern sich die Werte. Im Verhälltnis Fe2O3/MnO fallen die Werte vom Maximum in Schicht 4 in Schicht 3 und 2, in Schicht 1 sind sie wieder schwach erhöht. Die Zn- und Pb-Konzentrationen korrelieren mit den TOC-Gehalten (Tab. 6.46). Die Gehalte pedogener oxalat- und dithionitlöslicher Eisenoxide sind in den Schichten 1, 2 und 4 sehr ähnlich, sowohl absolut (Fed) als auch bezogen auf die Gesamteisengehalte (Fed/Fet, Tab. 6.47). Im Aktivitätsgrad (Feo/Fed) zeigt sich jedoch, dass in Schicht 1 deutlich mehr pedogene amorphe als pedogene kristalline Eisenoxide auftreten als in den Schichten 2 und 4.
Abb. 6.123:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Laeis-Bucher 11
149 Abb. 6.124:Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 3 und Hauptele- ment-Verhältnisse im Profil Laeis-Bucher 11
Tab. 6.46: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01) im Profil Laeis-Bucher 11; n=10
Tab. 6.47: Pedogenes Eisen und abgeleitete Quotienten im Profil Laeis-Bucher 11
20 m weiter westlich wurde ein Profil beprobt, das vergleichbare strukturelle und texturelle Merkmale aufwies wie Laeis-Bucher 11. Beschrieben und beprobt wurden 50 cm des anstehenden Sediments (Abb. 6.125). Die Korngröße entspricht in den unteren 40 cm lehmigen Sanden als Holozänboden und frührömischer Landoberfläche, die im Hangenden von tonigem Lehm als erster künstlicher römischer Aufhöhung überlagert werden. Darüber folgen die künstlichen Sedimente der Bauschicht der Stadtmauer sowie der Bermenschüttung. Die Schicht 2 entspricht nach ihrer Korngrößenzusammensetzung der Schicht 2 (oben) im Profil Laeis-Bucher 11, Schicht 4 entspricht entsprechend Schicht 2 (unten). Der Gehalt organischen Kohlenstoffs steigt nach oben von auf 0,3 Gew.-%, anorganischer Kohlenstoff fehlt im Profil. Der pH-Wert liegt bei 7,6-7,7 (Abb. 6.126).
150 Holzkohle in 50 cm beprobter Tiefe weist ein Alter von cal AD 886 (-101/+4), in 15 cm beprobter Tiefe von cal BC 390 (+8/-16) auf (Tab. 6.49). Die Schwermetallgehalte steigen von der Basis zur Oberkante des Pro- fils an (Abb. 6.127), in den Schichten 4 bis 2 zunächst langsam, in Schicht 1 rasch, so daß Anreicherungsfaktoren zwischen 2,5 und 2,9 erreicht werden. Der Quotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 ver- hält sich in den Schichten 2 bis 4 indifferent (x=0,5, s=0,01), in Schicht 1 sinkt er auf 0,3. Das Verhältnis von Fe O /MnO schwankt zwischen den Abb. 6.125:Profilphoto Laeis-Bucher12 2 3 Werten 49,1 und 59,7.
Abb. 6.126:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Laeis-Bucher 12
Abb. 6.127:Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 4 (Minimum) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Laeis-Bucher 12
An der Ostseite der Baugrube wurde ein weiteres Profil aufgenommen (Abb. 6.128), in dem die Schichten von der Niederterrasse (Schicht 9) bis zur heutigen Oberfläche aufgeschlossen waren: Das Hangende der Niederterrasse, die hier auf 131,25 m ü. NN endet, bildet eine Schicht aus gut kantengerundeten Kiesen (Schicht 8), die chaotisch in einer sandig-lehmigen Matrix lagern. Die Farben dieser Schicht variiert zwischen rotbraun, hellbraun und orange, wobei besonders die hellbraunen und orangen Farben die
151 Marmorierung in hydromorphen Berei- chen der Schichten anzeigen. Darüber folgte mit scharfer Grenze die kiesfreie Schicht 7, die ebenfalls hydromorphe Merkmale und zonare Farbwechsel auf- weist. In dieser Schicht ist von unten nach oben eine schwache Abnahme des Sand- gehaltes festzustellen. Im Hangenden folg- te eine Wechsellagerung von geschichte- ten Sanden und eingeregelten Kiesen (Schichtenfolge 6), auf denen Schichten ähnlicher Korngrößenzusammensetzung, aber unterschiedlicher Farbe und TOC- Gehalte liegen: Die Schichten 4 und 3 sind hellbraun und unterscheiden sich aufgrund der geringeren Dichte von Schicht 5. Ab Schicht 4 treten Ziegelstückchen in den Sedimenten auf. Die Farbe ändert sich nach oben - bei einer gleichzeitigen Zu- nahme des TOC-Gehaltes auf 0,6 Gew.-% (Abb. 6.129) - auf Braun (Schicht 1). In Schicht 1 ist eine Grube rötlichbrauner Farbe eingetieft (Schicht 2), die die selben Abb. 6.128:Profilzeichnung Laeis-Bucher 3 texturellen Merkmale trägt wie Schicht 1. Das gesamte Profil ist frei von anorgani- schem Kohlenstoff, der pH-Wert schwankt zwischen 7 und 7,4.
Abb. 6.129:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Laeis-Bucher 3
Auffällig ist, dass die maximalen Ni- und Zn-Konzentrationen in Schicht 4, die maximalen Konzen- trationen von Cu und Pb in Schicht 1 erreicht werden (Abb. 6.130). Die Cu- und Pb-Konzentrationen schwanken im Liegenden des Maximums relativ wenig (zeigen gleichwohl ein schwaches Maximum in Schicht 5), wohingegen die Ni- und Zn-Gehalte - abgesehen von dem Maximum - keine eindeutigen Trends innerhalb des Profils aufweisen. Die Pb–Konzentrationen sind gegenüber den Cu-Konzentrationen in Schicht 1 stärker erhöht (Abb. 6.130).
Die Verhältniswerte von (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 schwanken um x=0,4 (s=0,05). Die
Fe2O3/MnO-Werte sinken von Schicht 7 auf Schicht 3 ab, um zur Oberfläche wieder anzusteigen (Abb. 6.130).
152 Die Cu- sowie die Pb-Konzentrationen korrelieren mit den TOC-Gehalten, die Ni-Konzentrationen mit den Werten der Verhältnisse (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (Tab. 6.48).
Abb. 6.130:Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 7 (Minimum) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Laeis-Bucher 3
Tab. 6.48: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01, *: α<0,05) im Profil Laeis-Bucher 3; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; Fe: Fe2O3, Mn: MnO; n. s.: nicht signifikant; n=8 bzw. n=7
Tab. 6.49: 14C-Datierungen Laeis-Bucher; HK: Holzkohle
6.3.3 Karthäuserfeld
In Trier-Süd wurde ein Straßenzug des römischen Stadtgebietes mit vorrömischen Landoberflächen darunter gegraben. Die darüber lagernden Schichten reichten bis zur heutigen Oberfläche (Abb. 6.131). Den Untergrund des Profils bilden die dachziegelartig eingeregelten, sehr gut gerundeten Schieferkiese des pleistozänen Schwemmfächers der Olewiger Baches. Darauf lagert zunächst eine stark sandige Schicht Sl4,
153 Abb. 6.131:Profilzeichnung Karthäuserfeld deren Hangendes vor allem durch Ls4 gebildet wird. Der Kiesgehalt der Schichten schwankt zwischen 20 und 57,8 Gew.-%. Der Gehalt des organischen Kohlenstoffs nimmt innerhalb des Profils kontinuierlich von unten (0,2 Gew.-%) nach oben (3,9 Gew.-%) zu. Der TIC-Gehalt bleibt in den liegenden Schichten des Profils gering, in Schichten 4 bis 2 schwankt er zwischen 0,6 und 1,1 Gew.-%, wobei er die höchsten Werte an der Unterkante der Schicht 3 und in Schicht 2 erreicht. Der pH-Wert schwankt zwischen 7,4 und 8,2 (Abb. 6.132). Die Ni-Gehalte nehmen im unteren Profilteil zunächst ab, über einem Niveau von 134,70 m ü. NN nehmen sie sehr langsam zu, unterbrochen von einem Rückgang zwischen 135,34 und 135,68 m ü. NN (Schicht 3, Abb. 6.133). Die Cu-Gehalte erhöhen sich kontinuierlich über das gesamte Profil, wobei zwei kleine Konzentrationssprünge zwischen Schicht 7 und 6 sowie 3 und 2 auffallen und ein Anreicherungs- faktor von 9,8 erreicht wird (Abb. 6.133). Die Zn-Konzentrationen fallen zunächst im unteren Profilteil von 120 auf 94 mg/kg. In den Schichten 4 und im unteren Teil der Schicht 3 steigen die Gehalte zunächst langsam, in einer Tiefe von 135,68 m ü. NN sprunghaft an, der Anreicherungsfaktor beträgt 8,6 (Abb. 6.133). Auch die Pb-Gehalte steigen innerhalb des Profils von unten nach oben mit zwei Konzentrationssprüngen in 133,94 und 135,68 m ü. NN an, der Anreicherungsfaktor beträgt hier 31,7 (Abb. 6.133). Die Cu-, Zn- und Pb-Konzentrationen übersteigen die von KLOKE (1980) und der KlärVO (1992) festgesetzten
Abb. 6.132:Korngrößenverteilung und Summenparameter im Profil Karthäuserfeld
154 Orientierungs- und Grenzwerte sowie die in der BBodSchV (1999) angegebenen Vorsorgewerte (Tab. 2.14, 2.15) um ein Vielfaches.
Die Quotienten (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 und Fe2O3/MnO nehmen im unteren Profilteil von unten nach oben ab (bis auf einen erhöhten Fe2O3/MnO-Wert in Schicht 7, Abb. 6.133). In den Schichten 4 bis 2 nimmt der Quotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 wieder leicht ab, das Verhältnis Fe2O3/MnO schwankt um x=28,1 (s=1,1). Korrelationen ergeben sich zwischen den Zn- und Pb-Gehalten und dem organischen Kohlenstoff, dem Sandgehalt und den Cu-Konzentrationen, den TIC-Gehalten und den Verhältniswerten von (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 (Tab. 6.50).
Abb. 6.133:Spurenelemente mit Anreicherungsfaktoren in Bezug auf Schicht 7 (Bei Zn: Schicht 4) und Hauptelement-Verhältnisse im Profil Karthäuserfeld
Tab. 6.50: Signifikante Korrelationen (**: α<0,01) im Profil Karthäuserfeld; 4K:
K2O+Na2O+CaO+MgO, Al: Al2O3; n. s.: nicht signifikant; n=10
155 7 DISKUSSION
7.1 MORPHODYNAMIK UND SCHWERMETALLBELASTUNGEN WÄHREND DES HOLOZÄNS
Die untersuchten Schwemmfächer liegen in typischer Lage am Übergang von starkem zu weniger starkem Gefälle im Tal ihres jeweiligen Vorfluters, wo die in den Einzugsgebieten erodierten Sedimente aufgrund der abrupten Abnahme der Flusskompetenz („stream competency“) abgelagert werden (BULL 1977, GALLOWAY & HOBDAY 1996). Die sehr schlechte bis extrem schlechte Sortierung des Materials in den Sedimentkörpern resultiert aus der Tatsache, dass die Schwemmfächer die am nächsten zum Einzugsgebiet liegenden Einheiten der terrestrischen Sedimentationsräume darstellen (GALLOWAY & HOBDAY 1996). In den Schwemmfächern sind verschiedene Faziesbereiche ausgebildet: in engem horizontalem und vertikalem Wechsel treten kies- und blockreiche grobkörnige Rinnen- und Basalfazies sowie feinkörnige Absätze auf. Die grobkörnige Fazies kann sowohl auf erhöhten Oberflächenabfluss mit verstärkter Erosionskraft im Einzugsgebiet während Aktivitätsphasen zurückgeführt werden, als auch während Stabilitätsphasen als ground load des Baches entstanden sein. Prinzipiell muss während des gesamten Holozäns von einer kontinuierlichen Schotterumlagerung in Rinnen ausgegangen werden, deren Ausmaß bzw. Intensität jedoch Schwankungen unterliegt (LITT 1986). Im Laufe der Zeit kann ein Schemmfächer durch laterale Gerinnewanderung vollständig durch Rinnen aufgearbeitet werden (KNOX 1985). Durch die Verlagerung der Gerinnebetten ist gleichzeitig meist nur ein vergleichsweise kleiner Teil der Schwemmfächer in die Sedimentation einbezogen, der Rest kann auch während Aktivitätsphasen einer Vielfalt von postsedimentären Prozessen unterliegen, welche die ursprünglichen Ablagerungen stark verändern (READING 1978). Aktivitätsphasen lassen sich durch Aufhöhung der Schwemmfächer durch Akkumulation von unter- schiedlich stark vorverwittertem Material nachweisen. Dieses wird in den Einzugsgebieten vorzugsweise dann erodiert, wenn dort durch anthropogene Nutzung oder natürliche Einflüsse die erosionshemmende Vegetation zerstört wird. Rodung erhöht den Oberflächenabfluss im Vergleich zu gänzlich bewaldeten Einzugsgebieten um 7-18 % (FRENZEL 1983, 49ff in LÖHR 2000) bzw. um 40 % (BUTZER 1974, in LÖHR 2000). FRENZEL (1983, in LÖHR 2000) berichtet, dass die Menge des aus dem Einzugsgebiet ausgetragenen Materials nach Rodungen um das 1,7 bis 100-fache erhöht ist. Durch die Erhöhung der Last kommt es zur Erweiterung des Gerinnebettes und zu Akkumulation, während eine Erhöhung des Abflusses (durch höhere Niederschläge in einer feuchten Klimaphase) oder eine Abnahme der Last (wegen dichter Vegetationsbedeckung) in der Vertiefung eines Gerinnebettes resultiert (MÄCKEL & RÖHRIG 1991). Natürliche klimatische Einflüsse können als Ursache für die Erosionsverstärkung ausgeschlossen werden, da nach FRENZEL (1980, in HILLER et al. 1991) in Mitteleuropa während des Holozäns keine extremen klimatischen Schwankungen auftraten, die zu einer solchen Vegetations- veränderung geführt hätten. Nach KNOX (1985) wird eine laterale Gerinnewanderung und Aufarbeitung des Schewemmfächers durch eine Zunahme der Flutmagnitude und -häufigkeit während kühler und feuchter Perioden des Holozäns beschleunigt. Während morphodynamischer Stabilitätsphasen, z. B. während wärmerer und trockenerer Phasen, in denen kleinere Flutereignisse dominieren, ist das gesamte System relativ stabil (GALLOWAY & HOBDAY 1996, BLECKER et al. 1997). LÖHR (2000) legt dagegen am Beispiel des klimatischen römerzeitlichen Optimums für den Raum Trier dar, dass sich die Begriffe Optimum und Stabilität bzw. Pessimum und Aktivität nicht gleichsetzen lassen. Er zeigte, dass der Entwaldungsgrad (und damit die Ausdehnung menschlicher Wirtschaftsflächen) mit seiner Rückkopplung an die Evapotranspiration, die mit abnehmendem Waldbestand geringer wird (BORK et al. 1998), für das Abflussregime (und damit die morphologischen Prozesse) maßgeblich ist und den Effekt eines Temperaturanstiegs überlagert. Aufgrund verringerten Abflusses oder infolge verringerter (Boden)Erosion durch das Aufwachsen
156 erosionshemmender Vegetation während besiedlungsarmer Zeiten in den Einzugsgebieten und damit geringer Akkumulation auf den Schwemmfächern, war während Stabilitätsphasen in ungestörter Lage Bodenbildung, zumindest Anreicherung organischer Substanz, möglich (GALLOWAY & HOBDAY 1996). In deren Folge konnte es durch atmosphärische Deposition sowie die Einbindung in den Vegetationskreislauf und Adsorption an Bodenbestandteile wie organische Substanz und Tonminerale zur Anreicherung von Schwermetallen im obersten Horizont kommen (ALLOWAY 1995), sofern eine Emissionsquelle vorhanden war. Die in den Arbeitsgebieten gemessenen pH-Werte sprechen gegen eine postdepositionelle Mobilisierung und Verlagerung der Schwermetalle, so dass die in den Schichten analysierten Konzentrationen den unveränderten Gehalten entsprechen. Die aufgeschlossenen Boden- bildungen konnten teilweise über 14C-Daten an Sammelproben von Holzkohlen datiert werden. Zwar besteht das Problem, dass anhand eines oder zweier Daten keine Aussage über die absolute Dauer der Bodenbildung getroffen werden kann (CATT 1986), trotzdem erlauben die Daten zumindest eine punktuelle zeitliche Einordnung der Bodenbildungsphasen. Zudem greift auch hier das stratigraphische Prinzip: Ein Boden ist immer jünger als sein Substrat und älter als das überlagernde Material (CATT 1988), die damit - ebenso wie durch archäologische Funde - termini post und ante quem für den Boden bilden. Umgelagerte Holzkohlen, die in Ablagerungen fluvialer Systeme auftreten können, können ebenfalls einen terminus post quem liefern. Die in den Sedimenten enthaltenen Tonmineralassoziationen, die innerhalb der Profile meist gleich zusammengesetzt sind, lassen keine Rückschlüsse auf veränderte Bildungsbedingungen während des Holozäns zu. Vielmehr enthalten sie Arten, die unter heutigen Verwitterungsbedingungen in Böden der gemäßigten Breiten nicht gebildet werden. Von präholozäner Vorverwitterung und Tonmineralbildung in der Region Trier berichtet SCHRÖDER (1983a). Dass die Genese der in den Sedimenten vorkommenden Tonminerale nicht nur an die klimatischen Bedingungen während des Tertiärs gebunden ist zeigt WAGNER (1989) durch die Untersuchung triadischer Sediment- gesteine Luxemburgs, die Illit, Illit-Smektit-Wechsellagerungsminerale, Kaolinit sowie Chlorit zumeist kontinental-detritischer Herkunft enthalten. Damit stellen die Tonmineralassoziationen die vom Aus- gangsmaterial der Verwitterung ererbte Zusammensetzung dar. Die untersuchten Schwemmfächer sind neben der internen Aufarbeitung auch aufgrund ihrer Lage zum Vorfluter in den zumeist engen Tälern des Mesozoikums unterschiedlich vollständig erhalten. Untersu- chungen aus Japan gehen davon aus, dass in Schwemmfächern, die nicht in direktem Kontakt zu ihrem Vorfluter stehen, bis zu 80 % des aus dem Einzugsgebiet kommenden Materials sedimentiert wird, in Schwemmfächern, die in direktem Kontakt zu ihrem Vorfluter stehen, und so im distalen Teil erodiert werden, dagegen lediglich 30 bis 60 % gespeichert werden (OGUCHI 1997). In den untersuchten Schwemmfächern lassen sich an zusammengesetzten Profilen (LITT 1986, MACKLIN et al. 1994) verschiedene geomorphodynamische Phasen der Aktivität und Stabilität nachweisen.
Rehlingen
Vom Mesolithikum bis zur Spätbronzezeit bzw. aus der Zeit vor dem klimatischen postglazialen Optimum bis zum Ende des Hauptpessimums des Holozäns sind etwa 2 m Sediment aufgeschlossen, die durch Holzkohlen zwischen cal BC 7255 (+64/-173) und cal BC 826 (+69/-25) datieren. Über den genauen Beginn und die Ursachen der Schwemmfächerbildung lassen sich keine Angaben machen. Während dieser nicht weiter differenzierbaren Zeit wurden von einem Bach, dessen Rinnensedimente andeutungs- weise in den kiesreichen, teilweise geschichteten Schichten Rehlingen 6/4 und 6/7 sowie Rehlingen 9/14 aufgeschlossen sind, kalktuffreiche Sedimente abgelagert. Für eine Bildung der Kalktuffe außerhalb des Schwemmfächers und eine anschließende Sedimentation auf dem Schwemmfächer sprechen die struk- turellen fluvialen Merkmale einzelner Schichten. Auch hätten sich die TIC-Gehalte sowie die Werte des Quotienten (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 bei einer Entstehung in situ nicht in dem Maße gegenüber den Schichten mit geringer Kalktuffführung erhöht. Der teilweise gute Erhaltungszustand der Kalktuffe spricht
157 für einen kurzen Transportweg vom Ausgang des Einzugsgebietes, an dem Kalktuffe kartiert wurden (GREBE 1880b). Die Kornsummmenkurven im Profil Rehlingen 6, teilweise auch im Profil Rehlingen 9 zeigen für fluviale Sedimente eine extrem schlechte Sortierung, so dass für einen Teil der Kalktuffe eine in situ Bildung aus perkolierendem kalkreichem Bodenwasser nicht ausgeschlossen werden kann. Die Hauptzeit der Kalktuffbildung ist das frühe und mittlere Holozän (GOUDIE et al. 1993), so dass sich neben den Holzkohlen ein weiteres Indiz für die holozäne Entstehung der kalktufführenden Schichten ergibt. Festzuhalten bleibt, dass im Einzugsgebiet eine Vielzahl vorgeschichtlicher Siedlungsfunde für eine intensive Besiedlung während dieser nicht weiter differenzierten Epoche sprechen, so dass hier von einem anthropogenen Einfluss ausgegangen wird, dessen Anteil am Erosionsgeschehen jedoch nicht genau quantifiziert werden kann. In den Schichten, die nach cal BC 826 (+69/-25) abgelagert wurden, fehlen Kalktuffe fast vollständig, was mit dem in der Literatur angegebenen Ende der Kalktuffbildung (late- holocene tufa decline, GOUDIE et al. 1993) zu Beginn des Subboreals übereinstimmt (JÄGER & LO•EK 1968), in deren Folge auch eine weitere intensive Erosion der Kalktuffe ausblieb. Zwischen den eng benachbarten Profilen Rehlingen 6 und Rehlingen 9, die in gleicher Höhenlage liegen, ergeben sich bereits deutliche fazielle Unterschiede, die sich insbesondere in unterschiedlichen Kies- gehalten äußern. Sie sind auf die Ausbildung unterschiedlicher Faziesbereiche durch Aufarbeitung der Schichten während der langen Zeit der Ablagerung zurückzuführen. Damit ist in den Profilen mit mehreren Hiaten zu rechnen, die sich allerdings selten makroskopisch oder durch die Änderung chemischer oder physikalischer Parameter nachweisen lassen. Ein Beispiel für einen Hiatus ist im Profil Rehlingen 6 mit Schicht 4 aufgeschlossen, die Schicht 5 erodiert. Mineralogisch ändert sich zwischen den Schichten 9 und 5 das Verhältnis zwischen den Mineralen der Kaolin- und Glimmer-Illit-Gruppe, was auf die Einbindung weiterer Flächen im Einzugsgebiet in die Erosion zurückgeführt wird. In den Profilen Rehlingen 6 und Rehlingen 9 steigt das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 besonders durch den Anteil unverwitterten Kalktuffs auf den Schwemmfächer. Die Stärke des Einflusses der Alkali- und Erdalkalimetalle findet eine Entsprechung in den TIC-Gehalten, die als Anteil anorgani- schen Kohlenstoffs an den Kalken und Dolomiten interpretiert wird und meist signifikant mit dem Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 korreliert. Der erhöhte Fe2O3/MnO-Quotient an der Basis des Profils Rehlingen 9 ist entweder auf den Eintrag von Detritus zurückzuführen, der bereits präsedimentär unter schwach reduzierenden Bedingungen an Mangan verarmte, während Eisen noch nicht mobil war oder nur umverteilt wurde (SCHEFFER/ SCHACHTSCHABEL 1998), oder darauf, dass das Mangan postsedimentär ausgewaschen wurde. Die Höhenlage dieser Schichten lässt einen stärkeren Grundwassereinfluss erwarten, der zu einer post- sedimentären Auswaschung des Mangans führte, das unter reduzierenden Bedingungen früher als Eisen mobil ist. Eine Aktivitätsphase im Einzugsgebiet ist durch die Kiesrinne im Hangenden belegt, deren Entstehung durch Holzkohlenfunde in die Zeit zwischen cal BC 826 (+69/-25) und cal AD 412 (-68/+17) datiert. Der auf ihren Sedimenten errichtete Ziegelbrennofen bildet zusätzlich einen terminus ante quem spätrömisch. Der mögliche Entstehungszeitraum reicht damit von der Spätbronzezeit bis zur Spätantike, und liegt klimatisch zwischen dem Ende des klimatischen Hauptpessimum des Holozäns und dem römerzeitlichen Optimum. Aufgrund der Lage direkt unter dem Ziegelbrennofen wird eine spätere Entstehung in diesem Zeitraum angenommen. Die kies- und blockreiche Textur der Rinnensediment sowie ihre räumliche Ausdehnung - mit einer Tiefe von 1,5 m - weist auf erhöhte Transportkraft und -geschwindigkeit des Rehlinger Baches, die aus erhöhtem Oberflächenabfluss im Einzugsgebiet resultiert und auf dem Schwemmfächer zu einer Erosion der im Liegenden akkumulierten Schichten führte. Sie steht im Zusammenhang mit der von LÖHR (2000) beschriebenen frührömischen Aktivitätsphase, die durch Belege in unterschiedlichen Profilen in der Region Trier auf die Zeit zwischen der zweiten Hälfte des 1. und dem 3. Jahrhundert AD eingegrenzt wird. Sie belegt den dominierenden anthropogenen Einfluss durch intensive landwirtschaftliche Nutzung weiter Flächen des Einzugsgebietes während der klimatisch theoretisch stabilen Phase des „Römerzeitlichen Optimums“. Eine Vielzahl römischer Siedlungsstellen innerhalb des Einzugsgebietes und seiner näheren Umgebung (Abb. 6.25) sprechen für eine intensive
158 Nutzung der mittel bis hoch erodierbaren Böden des Einzugsgebietes zu dieser Zeit. Das Fehlen weiterer makroskopischer Hinweise auf intensive Bodenerosion in den anderen Profilen hängt entweder damit zusammen, dass sich nach einem „Initialeffekt“ der intensiven Erosion mit Rinnenbildung das Abflussregime auf einem neuen Gleichgewichtszustand einpendelte (LITT 1986), oder ist durch den Verlust entsprechen- der Zeugen durch wiederholte Aufarbeitung des Materials in den vorliegenden Profilen bedingt. Eine Differenzierung der erodierten Flächen im Einzugsgebiet über die petrographische Zusammensetzung der Rinnenschotter ist schon aufgrund der geologischen Heterogenität des Einzugsgebietes kaum möglich. Im Hangenden der Kiesschicht liegen Sedimente, die sich in ihrer chemischen und mineralogischen Zusammensetzung von den übrigen Schichten des Schwemmfächers unterscheiden. Die stark sandigen Sedimente der Schichten 8-10 an der Basis des Profils Rehlingen 3 führen in der Feinkiesfraktion für die anderen Sedimente des Schwemmfächers unüblichen Quarze sowie Mergelgerölle, was eine Erhöhung des Fe2O3/MnO-Quotienten hervorruft, der nach den geogenen Daten von HINDEL & FLEIGE (1991) in silikatischen Gesteinen höher ist als in Kalksteinen. Die stark tonige Schicht 1 im Profil Rehlingen 6 hebt sich durch ihre auffallende Rotfärbung von den anderen Schichten des Profils ab und zeigt einen erhöhten Fe2O3-Gehalt. Ihr sehr geringes Feo/Fed-Verhältnis lässt auf nur sehr schwache rezente Verwitterung unter Bildung amorpher Eisenoxide schließen, wogegen die anderen Schichten des Profils die für junge Böden nicht ungewöhnlichen Aktivitätsgrade zwischen 0,2 und 0,3 zeigen (CORNELL & SCHWERTMANN 1996). Die hohen Anreicherungsfaktoren der Schwermetalle zwischen dieser und der Schicht minimaler Schwermetallkonzentration sind durch den Wechsel der Bodenart von Ls4 auf Tu3 hervorgerufen, da Tonminerale Schwermetalle binden. Bei diesen Schichten handelt es sich um einen lokalen künstlichen Sedimentauftrag zur Tonaufbereitung aus Tonen und Mergeln der Region für die Ziegelherstellung. Eine erste Stabilitätsphase im Schwemmfächer von Rehlingen lässt sich über den Resten des Ziegelbrennofens durch eine Schicht mit erhöhten TOC- und Schwermetallgehalten nachweisen. In dieser reicherte sich organische Substanz an, da aufgrund einer Stabilisierung des Einzugsgebietes keine weiteren Sedimente akkumuliert wurden. Diese Schicht bildet gleichzeitig die Basis des Profils Rehlingen 4 und datiert durch Holzkohlen und Siedlungsreste in die Spätantike (cal AD 412 (-68/+17)) bis späte Merowingerzeit. Damit fällt sie in die Völkerwanderungszeit und das frühe Mittelalter, während der es in Mitteleuropa in Folge der klimatischen Verschlechterung zwar verstärkt zu erosiven Niederschlägen kam, gleichzeitig führte jedoch aufgrund der demographischen Veränderungen die Regeneration der Vegeta- tion, die sich in Pollenprofilen zeigt, in der Region zu einer Stabilisierung der Böden und wirkte damit erosiven Prozessen im Einzugsgebiet entgegen. Die erhöhten Pb- und Zn- sowie untergeordnet Cu- Gehalte bilden „Reste“ der römischen industrielle Nutzung. Der allmähliche Übergang in eine Schicht mit geringeren TOC-Gehalten im Profil Rehlingen 3 deutet auf ein langsames erneutes Einsetzen der Sedimentation, so dass die TOC-Anreicherung in dieser Schicht zunächst mit der Sedimentation Schritt halten konnte (CATT 1986). Dies ist auf eine langsame Wieder- aufnahme der Bewirtschaftung und damit eine allmählich wieder einsetzende Erosion auf den Flächen im Einzugsgebiet während des Übergangs vom ausgehenden völkerwanderungszeitlichen Pessimum in das mittelalterliche Optimum durch karolingerzeitliche Besiedlung zu erklären. Eine weitere Differenzierung morphodynamischer Phasen ergibt sich aus den Profilen Rehlingen 1 und Rehlingen 2, in denen eine zweite Stabilitätsphase nachgewiesen wird, die archäologisch in die frühe Neuzeit (cal AD 1658 (-13/+297) bzw. 1783 (-131/+172)), klimatisch in die Kleine Eiszeit datiert. Entsprechende Hinweise auf eine erneute Stabilisierung des Systems zwischen der völkerwanderungs- zeitlichen und der heutigen Oberfläche fehlen in den Profilen Rehlingen 3 und Rehlingen 4. Dies ist ebenso wie das Auskeilen der Schichten 6 und 7 im Profil Rehlingen 1 auf das Auftreten unterschiedlicher Faziesbereiche innerhalb des Schwemmfächers zurückzuführen. Gleichzeitig lässt eine Schicht angereicher- ter Dolomit-Kiese sowohl im Profil Rehlingen 3 (Grenze Schicht 3/Schicht 4) als auch im Profil Rehlingen 4 (Schicht 4) eine kurzzeitige Änderung im Sedimentationsgeschehen erkennen: Sie resultiert entweder als Kondensatschicht aus einer zwischengeschalteten Erosionsphase, bei der das feinkörnigere Material ausgewaschen wurde und gröberes Material im Profil verblieb, oder aus einer Akkumulationsphase, in der verstärkt Kiese geschüttet wurden. Andere Parameter zeichnen diese Beobachtung nicht nach. Im Gegenteil
159 lassen besonders im Profil Rehlingen 4 sehr ähnliche Korngrößenparameter auf einheitliche Sedimentation im gesamten Profil schließen. Die geringen TOC- und Schwermetall-Gehalt in den Oberbodenproben des Profils Rehlingen 4 lassen zudem annehmen, dass die Sedimentation dieses Sedimentkörpers vergleichs- weise jung ist, da die Zeit für eine starke Anreicherung nicht ausreichte. Das Profil Rehlingen 2 umfasst Ablagerungen seit cal AD 703 (-18/+67), als es im Zuge der ausgehenden Völkerwanderungszeit und im Frühmittelalter aufgrund zunehmend intensivierter landwirtschaftlicher Nutzung durch die Franken auf dem Schwemmfächer zu erneuter Materialakkumulation infolge Boden- erosion im Einzugsgebiet kam. Ein Kondensatband zwischen den Schichten 5 und 6 zeugt von einer zwischengeschalteten Erosionsphase, während der das feinkörnige Material ausgeschwemmt wurde. So sind in diesem Profil nur 40 cm Sediment aus der Zeit zwischen cal AD 703 und der humosen Schicht im Hangenden (cal AD 1783, -131/+172) erhalten. Zwar fehlen im Einzugsgebiet explizite Hinweise auf eine mittelalterliche landwirtschaftliche Nutzung, aber im Hochmittelalter waren die meisten Orte im Einzugs- gebiet bereits gegründet und GRAAFEN (2000) berichtet für das Spätmittelalter allgemein von großen mit Rebstöcken bepflanzten Arealen an der Obermosel. So muss hier in Analogie zu anderen Untersuchungen von einer Ausweitung der landwirtschaftlichen Flächen (JÄGER 1994) und einer intensiven Nutzung der guten Böden ausgegangen werden, in deren Folge es durch erhöhten Oberflächenabfluss und Boden- erosion sowohl zu Materialakkumulation als auch zu verstärkter Aufarbeitung des Schwemmfächer- materials kam. Die Sedimente im Profil Rehlingen 1 umfassen die Zeit von cal AD 1600 (-116/+27) bis heute. Unter der neuzeitlichen humosen Schicht (cal AD 1658 (-13/+297)) wird durch kiesig-blockige Rinnensedimente und unterlagernde Holzkohlen eine erosive Bachbettverlagerung nachgewiesen, die zwischen cal AD 1600 (-116/+27) und cal AD 1658 (-13/+297) stattfand und dem Kondensatband im Profil Rehlingen 2 entspricht. In wieweit die an der Basis des Profils Rehlingen 1 enthaltenen Kiese mit Kalktuffen den oben beschriebenen der Profile Rehlingen 3 und 4 entsprechen bleibt hypothetisch. Die Bachbettverlagerung ist eventuell auf ein einzelnes Starkniederschlagsereignis zurückzuführen, bei dem es auf dem Schwemm- fächer zur Gerinnebettverlagerung kam. Im Einzugsgebiet fehlen Hinweise auf Gullies, wie sie anderswo als Resultat von Starkniederschlägen beobachtet werden (MÜLLER 1988, BORK & BORK 1987, BORK 1989). Die in den Profilen Rehlingen 1 und Rehlingen 2 aufgeschlossenen humosen Schichten (cal AD 1658 (-13/ +297) und cal AD 1783 (-131/+172)) werden einer einzigen Stabilitätsphase zugerechnet, da 150 Jahre nicht für zwei Humusanreicherungsphasen mit Gefügebildung reichen. CATT (1986) gibt 103-106 Jahre als Dauer von bodenbildenden Prozessen an, bis ein charakteristischer B-Horizont ausgebildet ist. Diese Stabilitäts- phase steht in einem Zusammenhang mit dem Wüstfallen weiter Landstriche aufgrund der demographischen Veränderungen in Folge der Pest und des 30-jährigen Krieges, und weniger mit den erhöhten Niederschlägen der Kleinen Eiszeit, die bei einer rein klimatischen Steuerung der Prozesse als morphodynamisch aktive Zeit gelten müsste. In den fossilen humosen Schichten sind aufgrund der Feinkörnigkeit der Sedimente Schwermetalle in sehr geringerem Maße angereichert. Nach der Stabilitätsphase der frühen Neuzeit kam es zu mindestens einer weiteren Aktivitätsphase im Einzugsgebiet, die zur Ablagerung von Schottern und Feinmaterial führte. Die scharfen Übergänge von den humosen in die überlagernden Sedimente in Rehlingen 1 und Rehlingen 2 zeugen von einer rasch einsetzenden Sedimentation (CATT 1986). Im Profil Rehlingen 2 setzte die Sedimentation mit der feinkörnigen Schicht 4 ein, die durch ihre chemischen und physikalischen Eigenschaften den hangenden Schichten zugewiesen wird, und erst im Folgenden kam es zur Schüttung von Blöcken, die den Beginn eines Akkumulationszyklus anzeigen (GALLOWAY & HOBDAY 1996). Der höheren Quotient des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 zeigt im Profil Rehlingen 2 in den hangenden Schichten 4, 2 und 1 den Auftrag von weniger verwittertem Material als in den Schichten 5-7 als Folge der Bodenerosion im Einzugsgebiet, bei der weniger verwittertes Material auf den Schwemmfächer transportiert wurde. Eine postsedimentäre intensive Überprägung der Sedimente wird nicht angenommen, da in diesem Fall die Grenze zwischen den Schichten 4 und 5 weniger deutlich ausgeprägt wäre. Der Beginn dieser Aktivitätsphase wird durch eine einseitig glasierte Irdenwaren-Scherbe im Grobschotter
160 des Profils Rehlingen 1 ebenfalls auf das 17. bis 18. Jh. datiert. In der Ortschronik von Wincheringen wird 1792 oder 1793 einige Tage vor Peter und Paul von einem schrecklichen Wolkenbruch berichtet (FISCH 1960). JÄTZOLD (1995, 1996) berichtet vom höchsten bisher überlieferten Moselhochwasser im Jahre 1784, das auf Tauwetter nach einem extrem strengen Winter (als Folge eines Vulkanausbruchs auf Island, GLASER 2001) hervorgerufen wurde. Es ist anzunehmen, dass eines dieser oder ein vergleichbares Ereignis der Auslöser für die erneute Erosionsaktivierung auf den landwirtschaftlich genutzten Flächen war, die damals über 80 % der Flächen einnahmen. Der Vergleich historischer Karten (Abb. 6.24) zeigt für die Zeit zwischen 1770-1778 und 1817 eine Rodung im Südosten des Einzugsgebiets auf mittel erodierbaren Lehmböden zur Schaffung weiterer ackerbaulicher Nutzflächen. Allerdings muss hier mit GRAAFEN (2000) einschränkend bemerkt werden, dass auf den Karten der „Kartenaufnahme der Rheinlande durch Tranchot und v. Müffling 1801-1828“ Ackerland auch in weiten Bereichen der Steilhänge kartiert ist, die sicher nur eingeschränkter Nutzung unterlagen und auf denen zu Beginn des 19. Jahrhunderts eine sehr extensive Bewirtschaftung (Mehrfelderwirtschaft mit Brache) betrieben wurde. In den folgenden Jahren bis heute kam es besonders in den Talauen zu einem Wechsel von ackerbaulicher Nutzung zu erosionshemmendem Grünland, das zudem den Weitertransport des auf ackerbaulich genutzten Flächen erodierten Materials vermindert, sowie zwischen 1887 und 1939 zur Neuanlage von Weinbergen (GRAAFEN 2000), die eine erosionsfördernde Wirkung zeigen. Die zur Bilanzierung von Bodenerosion (z.B. USLE, SCHWERTMANN et al. 1987) benötigten Faktoren Topographie (LS-Faktor) und Erodibilität der Böden (K-Faktor) sind zumindest in den letzten Jahrhun- derten als konstant anzusehen, die Faktoren Erosivität der Niederschläge (R-Faktor) sowie der Bedeckungs- /Bearbeitungsfaktor sowie der Erosionsschutzfaktor (C- und P-Faktor) sind und waren dagegen variabel. Zur Erhöhung der Bodenerosion wäre es also möglich, die Ursache der Aktivität in rein klimatischen Faktoren wie dem Einfluss erhöhter Niederschläge während der Kleinen Eiszeit zu sehen. Dagegen sprechen jedoch die im Verlauf der Kleinen Eiszeit entwickelten humosen Schichten in den Profilen Rehlingen 1 und Rehlingen 2, die sich nicht hätten entwickeln können, sähe man die gesamte Kleine Eiszeit als klimatisch beeinflusste Aktivitätsphase. Hier spielen die anthropogenen Einflüsse über den Faktor Landnutzung und Landnutzungswandel die entscheidende Rolle, wobei Niederschlag eine notwendige Voraussetzung für Bodenerosion bleibt. Trotz der aktuellen Stabilitätsphase mit Humusakkumulation, die in der Anreicherung organischen Kohlenstoffs in den oberen Schichten der Profile Rehlingen 1, Rehlingen 2 und Rehlingen 4 sowie der Abnahme des pH-Wertes aufgrund von Huminsäuren resultiert, wird auch aktuell von der lokalen Presse immer wieder von Unwetterereignissen und ihren Folgen in der näheren Umgebung des Untersuchungs- gebietes berichtet. Der Trierische Volksfreund notiert am 16.04.1985, dass die Uferböschungen des Rehlinger Baches bei Gewittern und bei der Schneeschmelze immer wieder ausgeschwemmt wurden. Im Zuge der Festlegung des Rehlinger Baches mit dem Bau der Eisenbahn 1875 (s.u.) wurde eine weitere Erhöhung des Schwemmfächers jedoch verhindert. In den rezenten Oberböden der Profile Rehlingen 1, Rehlingen 2 und Rehlingen 4 ist insbesondere der Cu- Gehalt in einem Maße erhöht, dass heutige Grenzwerte überschritten werden (Tab. 3.3, 3.4). Dies wird durch den Einsatz kupferhaltiger Substanzen hervorgerufen, die im Weinbau eingesetzt werden (Kupfer- vitriol als Pflanzenschutzmittel, Messingarmaturen und -geräte). Auch an anderer Stelle wurden in alten Weinbergsböden extrem überhöhte Kupfergehalte festgestellt, da der Entzug des Schwermetalls durch die Reben im Verhältnis zum Kupfereintrag durch Pflanzenschutzmaßnahmen keine Rolle spielt (GÄRTEL 1985). Kupfervitriol wird jedoch erst seit etwa 1882 gegen Mehltaubefall eingesetzt, so dass ältere Weinberge, die auf den tiefer liegenden Schichten des Schwemmfächers standen, nicht über die Cu- Gehalte nachgewiesen werden können. Die Oberkante des Profils Rehlingen 3 wird von relativ unverwittertem Material gebildet, was der hohe Wert des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 und die im Vergleich mit den liegenden Schichten geringen Schwermetall- und TOC-Gehalte zeigt, so dass dieses Material wohl erst in jüngerer Zeit künstlich aufgetragen wurde. Aufgrund der Enge des Obermoseltals und der damit verbundenen Erosion des Schwemmfächers durch
161 die Mosel konnte sich der Schwemmfächer zu keiner Zeit voll entwickeln sondern wurde in seinem distalen Bereich stetig von der Mosel erodiert. Auf der historischen Karte von 1817 ist ersichtlich, dass es in der Folge zu einer Mündungsverschleppung des Rehlinger Baches kam. Der heutige Lauf des Baches auf dem Schwemmfächer wurde spätestens mit dem Bau der Eisenbahnlinie an der Obermosel, mit dem 1875 begonnen wurde, zwecks Überbrückung des Baches festgelegt. So sind im Schwemmfächer sicher sehr viel weniger Material zwischengespeichert als im Einzugsgebiet erodiert wurde. Auf eine weitere Quantifizie- rung von Sedimentations- und Abtragsraten wird aufgrund der dargelegten morphologischen Vorausset- zungen verzichtet.
Fisch
Im Schwemmfächer von Fisch lassen sich unter dem aktuellen Boden zwei weitere Stabilitätsphasen durch Humusanreicherungen nachweisen, die durch Aktivitätsphasen voneinander getrennt werden. Die ältere, schwach entwickelte humose Schicht wird durch Holzkohle in ihrem Hangenden auf die Zeit vor cal BC 1523 (+21/-5) datiert und ist damit älter als die von LÖHR (2000) beschriebene überregionale spätbronzezeitlichen Bodenbildung, die in diesem Profil nicht entwickelt ist. Sie ist über sandig-mergeligen Fließerden entwickelt, die im Pleistozän von den Hängen im NE geschüttet wurden. Ein weiteres Mal ist sie an der Unterkante des Profils Fisch 2 aufgeschlossen, was sich jedoch deutlicher an der Farbe als an den TOC-Gehalten erkennen lässt, da unter oxidierenden Bedingungen die Mikroorganismen den Humus auch nach Überdeckung weiter zersetzen können (VALENTINE & DALRYMPLE 1976). Zwar ist in ihrem Liegenden kein erkennbarer Hiatus ausgebildet, allerdings spricht die sehr schwache Entwicklung, insbesondere auch die fehlende Gefügeentwicklung in der humosen Schicht und ihrem Liegenden sowie die texturelle Ähnlichkeit mit den hangenden Schichten dagegen, dass es sich hierbei um den ursprünglich auf den Fließerden entwickelten Holozänboden handelt. Damit muss hier von mindestens einer weiteren Erosionsphase seit dem Spätglazial ausgegangen werden, die diese ausgeräumt hat. Die Entstehung und Bildungsdauer der humosen Schicht bleibt unbestimmt. Die im Vergleich zu den hangenden Schichten schwache Cu- und Zn-Anreicherung ist auf den Einfluss des Ausgangsmaterials zurückzuführen. Dieses zeigen die geogenen, hohen Schwermetallgehalte der Mergel in den Fließerden, die aus faziellen Gründen einen höheren Cu-Gehalt haben als von HINDEL & FLEIGE (1991) durchschnittlich für Tonstein angegeben. Nach dieser Stabilitätsphase begannen spätestens bronzezeitlich Bodenerosionsprozesse und damit die Akkumulation von Material. Ihr Beginn steht in Zusammenhang mit den in der Nähe des Einzugsgebietes bekannten vorgeschichtlichen Siedlungsstellen und den zum klimatischen Hauptpessimum des Holozäns zunehmenden Niederschlägen, die das auf den landwirtschaftlichen Nutzflächen freiliegende Boden- material, besonders das leicht erodierbare Material auf mittlerem Muschelkalk, abspülen konnten. Diese Aktivitätsphase überdauerte die Eisenzeit, während der nach Brandlehm und Holzkohle im Profil Fisch 4 (cal BC 291 (+30/-21)) ebenfalls von einer Besiedlung im Einzugsgebiet auszugehen ist, und dauerte bis zum Ende der Römerzeit. Das Einfallen der Schichten nach Südwesten, vorgeprägt durch die Fließerde, die in Profil Fisch 1 die Grenze zwischen Pleistozän und Holozän bildet, lässt zumindest bei den unteren Schichten eine stark vom benachbarten Hang beeinflusste Dynamik annehmen. Die anschließende Stabilitätsphase (Fisch 1, Schicht 3) ist ebenfalls besser durch ihre dunklere Farbe als durch erhöhte TOC-Gehalte nachzuweisen und wird durch Holzkohle auf cal AD 408 (-72/+17) datiert. In die Schicht ist eine Rinne spätrömischer Zeitstellung (AD 392, -14/+21) eingetieft, die nach dem Trümmergehalt den Verfall der Villa anzeigt. Damit ist diese Rinne jünger als die in Fisch 3 aufgeschlossene Rinne, in die die Fundamente der Villa eingetieft sind. Diese Bodenbildung steht in Zusammenhang mit der bereits im Arbeitsgebiet Rehlingen beobachteten Bodenbildung der späten Römer- und Völkerwanderungszeit, in deren Zusammenhang viele römischen Villen aufgegeben wurden. Diese Stabilitätsphase ist auch an der Oberkante des Profils Fisch 4 aufge- schlossen, und zeigt nur hier eine deutliche Anreicherung der Zn- und Pb-Gehalte zur Oberfläche. Der
162 absolute Gehalt, ebenso wie der Anreicherungsfaktor (11,5) von Blei, ist deutlich höher als in dem von ZOLITSCHKA & LÖHR (1999) analysierten Stadtboden in Trier, dagegen bleiben die Zn-Gehalte sowohl absolut als auch ihr Anreicherungsfaktor unter den dort gemessenen Werten. In den vorrömischen Sedimenten unter der Villa (Fisch 2) ist die Anreicherung dagegen - ebenso wie in Schicht 3 in Profil Fisch 1 - sehr undeutlich. Erhöhte Schwermetallgehalte sind hier nicht nachweisbar, da der fossile Boden unter dem Estrich abplaniert wurde. Ebenfalls geringere Konzentrationserhöhungen zeigen sich im Profil Fisch 5, in dem die Schwermetallgehalte, v.a. Zn und Pb, zum rezenten Oberboden um Faktoren < 2 ansteigen. Bei allen Schwermetallanreicherungen können Korngrößeneffekte ausgeschlossen werden, so dass die erhöhten Schwermetallgehalte auf andere Ursachen zurückgeführt werden müssen: In den Fließerden an der Basis des Profils Fisch 1 zeigt sich, dass bereits die geogenen Hintergrundwerte (besonders der Zn- und Cu-Gehalte) höher sind als die Gehalte in den angereicherten Proben. Damit handelt es sich nur bei den Pb-Gehalten um anthropogen verursachte römerzeitliche Emissionen. Sedimente aus der Zeit zwischen der völkerwanderungszeitlichen Stabilitätsphase und den in Profil 5 analysierten Schichten waren in diesem Arbeitsgebiet nicht aufgeschossen. Die Sedimente des Profils Fisch 5, in denen zwischen dem Schwemmfächer und den Auensedimenten des Mannebachs der präquartäre Untergrund auftaucht, wurden in den letzten 200 Jahren über dem verwit- terten anstehenden Buntsandstein ohne erkennbaren Hiatus oder einen Hinweise auf eine weitere Stabilitätsphase akkumuliert: in etwa 80 cm Tiefe datiert Holzkohle auf cal AD 1779 (-21/+5). Zwar macht der Landnutzungswandel der letzten 200 Jahre im Vergleich historischer Karten in weiten Teilen des Einzugsgebietes eine verringerte Erosion - und damit eine Stabilitätsphase im Einzugsgebiet – wahr- scheinlich (die erosionsanfälligen, zuvor ackerbaulich genutzten Böden auf mittlerem Muschelkalk wurden in Grünland umgewandelt und die steilen Bereiche der Muschelkalkstufe aufgeforstet). Die geringen TIC-Gehalte der Proben sowie das Fehlen von Dolomiten in der Kiesfraktion aller Profile zeigen jedoch, dass die Muschelkalkstufe im oberen Teil des Einzugsgebietes zu keiner Zeit Einfluss auf die Schwemmfächerbildung hatte. Dagegen wurden in den letzen 200 Jahren die mittel erodierbaren Böden der Talflanken auf unterem Muschelkalk gerodet. Die Bestandteile der Kiesfraktion im Profil Fisch 5 machen hier einen Einfluss der erodierten Flächen an den Flanken des Einzugsgebietes wahrscheinlich.
Die deutlich erhöhten Werte des Quotienten Fe2O3/MnO in den Fließerden entsprechen denen eines silikatisch-klastischen Gesteins (Sandstein oder Tonstein) nach HINDEL & FLEIGE (1991), so dass diese Werte als natürlich angesehen werden müssen. Die übrigen Proben entstammen demnach jedoch Material, das geogen entweder geringere Fe2O3 oder höhere MnO-Gehalte hat, aufgrund der gleichförmi- gen Werte erlaubt es jedoch keine Differenzierung der Profile. Der Verwitterungindex (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 läßt auf eine gleichmäßige Verwitterung des Detritus schließen, so dass der Schwemmfächer über dieses Merkmal nicht weiter differenziert werden kann. Da die in diesem Schwemmfächer aufgeschlossenen Aktivitäts- und Stabilitätsphasen gut mit dem Besiedlungs- und Landnutzungsgang korrelieren, werden hier anthropogene Faktoren als Ursache der für Bodenerosion angesehen, die aber entsprechende Niederschläge voraussetzen.
Gaugracht
Die Basis des Schwemmfächers der Gaugracht ist im Profil Albach I, Schicht 6 sowie in der Bohrung Romlag I auf 723-744 cm als gebleichte schwach humose Schicht aufgeschlossen, die als fossiler Boden interpretiert wird. Die unterlagernden Sande werden aufgrund ihrer vergleichsweise guten Sortierung als Terrassensedimente des Albachs interpretiert, die bei gleichbleibenden Strömungsverhältnissen einen weiteren Transport erfahren haben als die Schwemmfächersedimente. Das Verhältnis Fe2O3/MnO entspricht wie der hohe SiO2-Anteil dem eines Sandsteins (HINDEL & FLEIGE 1991) und entstammt den im Einzugsgebiet des Albachs anstehenden sandigen Sedimente des Buntsandsteins und unteren Muschel- kalks. Die Terrassensande des Albachs zeugen davon, dass der Bach während ihrer Ablagerung weiter
163 östlich und auf einem höheren Niveau floss als heute. Dies mag auf eine zeitweilige Aufstauung des Albachs unterhalb der hier untersuchten Stelle oder auf Hochwassertätigkeit zurückzuführen sein. Die Holzkohlen in dieser Terrasse sind umgelagert, was zu der beobachteten inversen Altersschichtung führt, trotzdem legen sie einen terminus post quem cal BC 320 (+32/-118) für die Entstehung der gebleichten Schicht fest. Entsprechend den Ergebnissen der malakologischen Untersuchungen entwickelte sich der Boden unter einer vollständig entwaldeten, überwiegend von Krautflora bewachsenen Fläche, was eine eisenzeitliche Nutzung des Gebietes wahrscheinlich macht. Die Zunahme der Ni- und Zn-Gehalte in den über der Terrasse liegenden Schichten sind durch die Abnahme der Korngröße zu erklären, da sich an feinkörnigeren Sedimenten (v. a. Tonmineralen) aufgrund ihrer großen inneren Oberfläche, der negativen Oberflächen- ladung und ihrer Fähigkeit zu spezifischer und unspezifischer Adsorption mehr Schwermetalle binden können als in grobkörnigen Sedimenten. Die erhöhten Werte des TIC-Gehalts und des (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3-Quotienten im fossilen Boden resultieren aus den in den Sedimenten enthaltenen calcitischen Molluskenschalen, deren Bruchstücke aus der Fraktion < 2 mm vor der Analyse nicht vollständig entfernt werden konnten. Der geringe Feo/Fed-Aktivitätsgrad entspricht mit der geringen aktuellen Bildung amorpher Eisenoxide einer bereits weit fortgeschrittener Verwitterung im Boden. Die vergleichsweise geringen Fed/Fet-Gehalte sind mit dem Abtransport von verwittertem Eisen in reduzierter Form zu erklären, gleichzeitig zeigt das Fe2O3/MnO-Verhältnis eine entsprechende Auswaschung des Mn2+. Die Bildung des Schwemmfächers, welche die Entwicklung des Bodens beendete, erhält durch Holzkohle- funde an der Basis des Schwemmfächers einen terminus ante quem cal BC 90 (+70/-45), der frühst mögliche Akkumulationsbeginn ist durch die den fossilen Boden unterlagernden Sande mit cal BC 320 (+32/-118) gegeben. Damit fällt der Beginn klimatisch in das Optimum der Römerzeit, kulturgeschichtlich in die Spätlatènezeit. Unter Annahme einer zentralen Lage des Holzes innerhalb eines alten Baumes mag er auch frührömisch sein. Römische Ziegelsplitter und Wandscherben aus dem Profil Romlag (300 cm Tiefe) liefern für die Sedimente in dieser Tiefe einen terminus post quem römisch oder jünger. Zugleich liefern sie einen indirekten Siedlungsnachweis für die Römerzeit im Einzugsgebiet des Gullies, die archäologisch durch das sog. Alte Lager, vmtl. ein kleinerer römischer Gutshof (CÜPPERS 1975), sowie Gräber nachgewiesen ist. Um cal AD 294 (-38/+83) war der Schwemmfächer um 380 cm aufgewachsen, was bei einer kontinuierlichen Akkumulationsrate einen Sedimentzuwachs von 1 cm/a bedeutete. Bis zur heutigen Geländeoberkante folgten weitere 207 cm Sedimentakkumulation. Eine gleichbleibende Akkumulationsrate vorausgesetzt, war die Schwemmfächerbildung um AD 500 beendet. Die etwas niedrigeren Werte des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 in 170 cm Tiefe im Profil Romlag weisen darauf hin, dass dort sedimentiertes Material stärker verwittert ist als im übrigen Profil (BIRKELAND 1974), die Zn-, Cu- und Pb-Gehalte sind ebenfalls erhöht. Diese Merkmale können typische Anzeiger für Böden sein. Da die makroskopische Sedimentansprache im Gelände aber keine weiteren Bodenbildungsmerkmale wie Gefügeentwicklung liefert, wird hier davon ausgegangen, dass im Schwemmfächer durch die Ausdehnung des Einzugsgebietes und erhöhten Oberflächenabfluss bereits vorverwittertes Bodenmaterial der mittel bis hoch erodierbaren Böden des Einzugsgebietes abgelagert wurde (KAUSCH et al. 2000, 2002b). Die Maximalgehalte der Schwermetalle lassen sich mit maximalen Gehalten der entsprechenden Elemente in der Bohrung Romlag I in 200 cm Tiefe korrelieren. Es zeigt sich jedoch, dass besonders die Cu-Gehalte in größeren Tiefen noch deutlich höhere Werte annehmen, was auf das natürliche Kupfervorkommen in Buntsandsteinsedimenten zurückzuführen sein kann, das z.B. in den Pützlöchern bei Kordel im Kylltal in Buntsandsteinsedimenten durch die Römer abgebaut wurde (GILLES 1995). An der heutigen Oberfläche sind in allen Profilen neben erhöhten TOC-Gehalten, die auf Eintrag und Abbau der organischen Substanz zurückzuführen sind, die dort seit der Beendigung der Ablagerung der Schwemmfächersedimente ungestört stattfinden (SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1998), nur ein geringer Schwermetalleintrag zu beobachten. Schwankende TIC-Gehalte im Profil Romlag und der Bohrung Romlag I sind auf unterschiedlichen Einfluss der carbonatischen Muschelkalksedimente aus dem geologisch heterogenen Einzugsgebiet zurückzuführen, der entsprechend für eine Variation des (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3-Verhältnisses verantwortlich ist.
164 Die gleichförmigen Werte des Fe2O3/MnO-Quotienten zeigen die gleichmäßige Durchfeuchtung der Schwemmfächersedimente. Die wenigen Kalktuffgerölle im Sedimentkörper des Schwemmfächers lassen vermuten, dass in der Gaugracht aufgrund der wenigen Dolomite im Einzugsgebiet nur eine schwache Kalktuffüllung vorhanden war, die später ausgeräumt wurde. Die vergleichsweise geringe Sinterkrustenbildung im Bett der Gaugracht und benachbarter Gullies ändert nichts an der Feststellung des „mid holocene tufa decline“ (GOUDIE et al. 1993). Mit diesen Beobachtungen ist die von KAUSCH et al. (2000) geäußerte Vermutung unwahrscheinlich, Schwemmfächer und Gully seien während des hochmittelalterlichen Optimums entstanden, als es zu einer Ausweitung der landwirtschaftlichen Flächen auf Grenzstandorte kam (JÄGER 1994), wodurch größere Freiflächen im Einzugsgebiet erhöhten Oberflächenabfluss und damit verstärkte Bodenerosion verursachten. Trotzdem ist eine weitere ackerbauliche Nutzungsphase durch Pflugschrammen auf einer Buntsandsteinplatte sowie einige vermutlich mittelalterliche Ackerterrassen im Einzugsgebiet nachgewie- sen und auch die geringmächtige Bodenbedeckung über römischen Gräbern spricht für poströmische Bodenerosion im benachbarten Einzugsgebiet (HEISTERMANN et al. 2000). Weitere Befunde von mächtigen Ap-Horizonten an der heutigen Landoberfläche unter Wald (z. B. Trierer Zeitschr. 60, 1997, 353: Freudenburg) illustrieren, dass die „historischen Waldgebiete“, die nach dem Vergleich historischer Karten seit mindestens 200 Jahren in ihren heutigen Grenzen bestehen, keine Relikte natürlicher Waldbedeckung sind. Dies gilt besonders für die Wälder auf Buntsandstein, für die nicht nur im Einzugsgebiet der Gaugracht, sondern auch für benachbarte Höhen römische Siedlungsbelege unter historischem Wald fassbar sind (Trierer Zeitschr. 55, 1992, 429). Statt dessen muss von einer Inkulturnahme der Flächen bereits vor cal BC 90 (+70/-45) ausgegangen werden, in deren Folge es in relativ kurzer Zeit zu Gullyreißen und Schwemmfächersedimentation kam. Dies steht auch im Widerspruch zu MÜLLER & STRASSER (1984), die am östlichen Abhang des hier untersuchten Muschelkalkplateaus durch Schwermineraluntersuchungen, Kartenvergleiche und Unter- suchungen weiterer historischer Quellen eine Aktivitätsphase in die Zeit nach dem Mittelalter datieren, da die dort ausgebildeten Gullies vermutlich hochmittelalterliche fossile Ackerterrassen schneiden. Dies wird durch die Untersuchungen von LÖHR & NORTMANN (2000) bestätigt, die in ihrem Arbeitsgebiet an der unteren Saar zudem von bereits prälatènezeitlicher Kolluvienbildung berichten, die ein Beweis für Landnutzung der entsprechenden Zeit ist. Dies zeigt, dass aufgund der Landnutzung in eng benachbarten Gebieten eine zeitlich unterschiedliche Entwicklung stattgefunden haben kann. Durch die Schwemmfächerbildung wurde der Albach als Vorfluter gegen sein westliches Ufer gedrängt und kurzfristig aufgestaut. Mit der Erosion des Schwemmfächers durch den Albach wurde die Schwemmfächerböschung übersteilt und im Schwemmfächer selbst durch rückschreitende Erosion eine Kerbe gebildet. Dies kann gleichzeitig als Ausdruck eines reduzierten und ausgeglicheneren Abflusses infolge der historischen Wiederbewaldung im Einzugsgebiet gewertet werden. Das vergleichsweise geringe Volumen des Schwemmfächers ist durch den Austrag - besonders des Feinmaterials - sowie durch die Erosion des Schwemmfächers bedingt (KAUSCH et al. 2000). Aufgrund der engen Talform des Albachs ist im Schwemmfächer weniger Material enthalten als zur Auffüllung des Gullies notwendig wäre. Eine Sonderstellung nimmt das Profil Albach II ein, das etwa 100 m flussabwärts nordwestlich der Mündung der Gaugracht liegt. Dort reichen holozäne, holzkohleführende Sedimente unter die Sohle des heutigen Bachbettes, die in 190 cm Tiefe auf cal BC 3020 (+63/-97), in 120 cm Tiefe cal BC 1838 (+75/-66) datieren. Im Verlauf des Holozäns wird das Auftreten von Holzkohlen in Sedimenten von zwei Faktoren gesteuert: Einerseits von natürlichen Waldbränden, andererseits von menschlichen Aktivitäten. Während im frühen Holozän die von Birken-Kiefer und Kiefer-Hasel dominierte Vegetation offenbar leicht entzündlich war (KÜSTER 1998), gilt dies für atlantischen und späteren Laubwald wesentlich weniger, so dass seit dieser Epoche beim Auftreten von Holzkohlen eher an anthropogene Ursachen gedacht werden sollte. Die schlechte Sortierung der Proben sowie ihr hoher Tongehalt sprechen gegen eine rein fluviale Entstehung
165 der Schichten. Der geringe TIC-Gehalt und das geringe (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3-Verhältnis im unteren Profilteil, das diesen Teil von allen anderen Faziesbereichen dieses Untersuchungsgebietes unterscheidet, deuten darauf hin, dass die Sedimente entweder präsedimentär entkalkt sind oder einer intensiven in situ Verwitterung unterlagen. Eine geogene Kalkfreiheit der Schichten wird aufgrund der im Hinterland anstehenden Gesteine (Sandsteine, Mergel, Dolomite) ausgeschlossen; Zwar sind die Sedimente des Buntsandsteins und ebenso des unteren Muschelkalks kalkarm, allerdings auch tonärmer als die Proben des Profils Albach II. Die geringen Feo/Fed-Gehalte dieser Schicht zeigen die fortgeschrittene Verwitterung unter Umwandlung der amorphen pedogene Eisenoxide in kristalline pedogene Eisenoxide (CORNELL & SCHWERTMANN 1996). Der hohe TIC-Gehalt und die hohen Quotienten
(K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 im oberen Profilteil sind auf das Auftreten von Molluskenschalen in dieser Schicht zurückzuführen, so dass über das Verhältnis (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 keine Aussagen über die Verwitterungsintensität getroffen werden kann (DAVIS 1986). Die Mollusken- gesellschaft, die schattenliebende Arten aus dem mittleren Holozän beinhaltet, bezeugt, dass die Sedimente unter Wald akkumuliert wurden. Möglicherweise ist mit diesem Profil ein neolithisches bis älter- bronzezeitliches Kolluvium nachgewiesen, das verstärkt durch Waldweide am Fuß eines Steilhanges sedimentierte. Zeitlich entspräche dies etwa der Zeit der neolithischen Michelsberger Kultur, für die wie für nachfolgende Zeiten eine intensive Besiedlung benachbarter Hochplateaus nachweisbar ist (Großenbüsch bei Oberbillig) (LÖHR 1986a, SCHMIDGEN-HAGER 1993, LE BRUN-RICALENS 1994b). Für ein höheres Alter dieser Schichten im Vergleich zu den anderen Proben des Untersuchungsgebietes sprechen auch die hohen TOC-Gehalte im Oberboden des Profils Albach II, die in längerer Zeit angereichert wurden.
Die Erhöhung des Fe2O3/MnO-Quotienten, das ansonsten ausgeglichen ist, ist im untersten Profilteil auf das häufige Durchfeuchten der Proben durch den Albach zurückzuführen, wobei unter leicht reduzierenden Bedingungen das Mangan mobilisiert und ausgewaschen wurde.
Euren
Im Untersuchungsgebiet Euren sind die Sedimente von der Niederterrasse (NT 2 nach LÖHR 2001a) bis zur heutigen Oberfläche aufgeschlossen. Die in der Niederterrasse ausgebildete Randsenke (die in Abb. 6.57 die am tiefsten gelegenen Bereiche einnimmt), wurde mit feinkörnigen, sandig-schluffigen, geschichteten Sedimenten aufgefüllt, die arm an organischer Substanz sind. In ihnen entwickelte sich der vergleyte Holozänboden, dessen Reste an der Basis des Profils Euren III/2 aufgeschlossen waren. Die hohen Werte des Aktivitätsgrades Feo/Fed in den tieferen Schichten des Profils Euren III/2 sind typisch für redoxomorphe Böden, die Werte zwischen 0,4 and 0,6 annehmen (CORNELL & SCHWERTMANN 1996). Zu bemerken ist, dass dieser Holozänboden auf gleichem Substrat außerhalb der Randsenke am Rande des Moselhochufers bei hohem Kalkpegel schwarzerdeartig ausgebildet war. Dieses Boden- sediment ist dort in bandkeramischen Gruben überliefert, jedoch in der Fläche erodiert (LÖHR 1998a,b, LÖHR & NORTMANN 2000). Reste des Holozänbodens bilden auch die Basis des Profils Euren V in höherer Lage. Die redoxomorphen Prozesse verursachen erhöhte Werte des Quotienten Fe2O3/MnO in den Profilen Euren III/2 und Euren V. Zudem zeigen die geringen (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3-Quotienten an der Basis der Profile Euren III/2 und Euren V die intensive Verwitterung dieser ältestholozänen Sedimente. In einer späteren Aktivitätsphase wurden durch Erosion Teile der Nahtrinnensedimente sowie des Holozänbodens stellenweise bis auf die Niederterrassenschotter gekappt. Römische Ziegelfunde in Schicht 6 (Euren III/1) und Brandlehmbröckchen direkt über den Schottern der Niederterrasse (Schicht 7, Euren I) bilden hierfür termini ante quem. Vergleichbare Verhältnisse werden von LÖHR & NORTMANN (2000) aus dem Saarmündungsgebiet geschildert, wo in einem Buntsandsteineinzugsgebiet die Kappung des Holozänbodens prälatènezeitlich datiert wird. Wie dort kann der Holozänboden bereits im Material eines Schwemmfächers entwickelt sein, der sich im Spätglazial entwickelte (LÖHR & NORTMANN 2000). Die texturelle Grenze zwischen pleistozänen und holozänen Sedimenten zeichnet unter dem Eurener
166 Schwemmfächer demnach einen Hiatus nach, der durch die Erosion älteren Materials entstand. Schicht 7/ Euren I mit Brandlehmbröckchen spiegelt das vorrömische (Wieder-)Einsetzen der Erosion im Einzugs- gebiet des Eurener Baches wider. Die auf dem Holozänboden bzw. direkt auf der Niederterrasse liegenden Schichten werden damit archäologisch als „neolithisch oder jünger“ datiert (Trierer Zeitschrift 1998, 61), woraus resultiert, dass hier die ursprünglichen Deckschichten der „fluvialen Serie“ (SCHIRMER 1983) durch Schwemmfächersedimente ersetzt sind. Die Ursache dieser intensiven Erosion in der Trierer Talweite bei Euren bleibt zeitlich unscharf, mag aber mit den zunehmend feuchten Verhältnissen während des klimatischen holozänen Hauptpessimums zusammenfallen. Trotz der spätrömischen Besiedlung wird durch eine humose Oberfläche entsprechenden Alters (LÖHR 2000) eine Stabilitätsphase auf dem Schwemmfächer angezeigt, die in Euren I Schicht 5, Euren III/1 Schicht 5 und Euren III/2 Schicht 5 sowie einer Vielzahl weiterer archäologischer Profilaufnahmen auf den Bereichen um die Villa von Euren aufgeschlossen ist. In den bearbeiteten Profilen kann sie durch erhöhte TOC- sowie Schwermetallgehalte chemisch nachgewiesen werden, da sich organische Substanz und Schwermetalle bei Ausbleiben weiterer Akkumulation auf dem Schwemmfächer anreicherten (CATT 1986). Je nach morphologischer und sedimentologisch-fazieller Situation ist sie in unterschiedlicher Mächtigkeit erhalten. Im Profil Euren I ist für die römische Oberfläche in Teilen eine Anreicherung der Schwermetalle ersichtlich, die durch die Zunahme feinkörnigerer Ablagerungen noch verstärkt wird. Dies betrifft besonders die Zn-Gehalte, die signifikant mit den Sand- und Tongehalten korrelieren. Die Pb-Gehalte sind dagegen weniger korngrößenabhängig, sondern tatsächlich durch römerzeitliche Emissionen metallver- arbeitender Betriebe verursacht. Während in verschiedenen archäologischen Profilen die Anreicherung organischer Substanz wegen einer späteren Ausräumung durch erosive Prozesse fehlt, ist die Oberfläche in Euren I durch eine langsame Akkumulation weiterer Schichten zu einer vergleichsweise mächtigen humosen Schicht aufgewachsen, in der sich die Schwermetallgehalte bis Schicht 3 noch weiter erhöhen. Die römischen Schwermetallgehalte der Profile dieses Schwemmfächers zeigen untereinander ver- gleichbare absolute Gehalte. Die Anreicherungsfaktoren für Pb und Zn bleiben mit 1,4 bis 1,7 unter den von ZOLITSCHKA & LÖHR (1999) aus einem Profil im Norden der römischen Stadt beschriebenen (2,8 bzw. 2,1), obwohl etwas höhere Absolutgehalte des Pb erreicht werden. Die Cu-Gehalte sind mit 1,4 bis 1,7 stärker angereichert, da die als geogen angenommenen Gehalte geringer sind als die von ZOLITSCHKA & LÖHR (1999) angegebenen Gehalte. Aus dem selben Grund zeigen die Ni-Gehalte in den untersuchten Profilen höhere Anreicherungsfaktoren. Die spätrömische Oberfläche begrenzt das vorrömische Schwemmfächervolumen auf 600.000 m³, bezogen auf das gesamte Einzugsgebiet bedeutet das eine Abtragsrate von insgesamt 2.200 t ha-1 (0,21 t ha-1 a-1, zwischen 12000 und 1700 v.h.). Dies wäre einer gleichmäßigen Tieferlegung des gesamten Einzugsgebietes um 15 cm gleichzusetzen. Inwieweit sich dieser Wert der tatsächlichen Erosion annähert ist schwierig zu beurteilen, da zum einen durch vielfältige Erosionsprozesse auf dem Schwemmfächer dieser errechnete Wert den tatsächlichen Wert unterschätzt, zum anderen dem Schwemmfächer aber auch das nach linearen Erosionsereignissen wie Rutschungen im Einzugsgebiet aufgearbeitete Material zuge- führt wird, das zu einer Überschätzung des Anteils der flächenhaften Erosion im Einzugsgebiet führt. Tatsächlich ist der Schwemmfächer vergleichsweise weit von seinem Vorfluter Mosel entfernt, dessen Bett seit dem beginnenden Holozän in der Trierer Talweite festliegt (LÖHR 1998). Nach OGUCHI (1997) kann davon ausgegangen werden, dass 80 % des im Einzugsgebiet erodierten Materials im Schwemmfächer verbleiben. Trotzdem muss davon ausgegangen werden, dass durch die intensive interne Aufarbeitung des Schwemmfächers mehr als 20 % des Materials das System verlassen haben. Ebenso ist zu beachten, dass im Einzugsgebiet im Unterlauf des Eurener Baches erodiertes Material in Sedimentfallen zwischen- gespeichert ist und somit nicht für die Bilanzierung zur Verfügung steht. Trotzdem ist die berechnete Erosionsrate von 0,26 t ha-1 a -1 etwa drei- bis viermal größer als die von ZOLITSCHKA & NEGENDANK (1997) für das Einzugsgebiet des Holzmaars in der Eifel vom Mesolithikum bis zum Ende der Römerzeit berechnete (0,06 t ha-1 a-1), da hier römerzeitlich aufgrund der Stadtnähe die Nutzung der steilen,
167 erosionsanfälligen Hänge intensiver war. Aufgrund der texturellen Merkmale sowie der guten Korrelation der Korngrößenparameter und geochemischen Muster der Schichten 1-4 in Euren III/1 und Schichten 1-3 in Euren III/2 lässt sich in den Profilen eine erneute Aktivitätsphase im Hangenden der spätrömischen Oberfläche nachweisen. Zu ihr gehören auch die Schichten 1 und 2 der Profile Euren I und Euren V. Die während dieser Aktivitätsphase abgelagerten Sedimente sind deutlich grobkörniger und weniger verwittert als die Sedimente im Liegen- den, wofür die höheren Verhältniswerte für (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 sprechen. Dies lässt post- römisch auf eine verstärkte morphodynamische Aktivität im Einzugsgebiet schließen. Von sandigen und geröllreicheren Sedimenten mit römischem Kulturgeröllen, die prähistorische lehmige, teilweise leicht tonige Kolluvien überlagern, berichten auch LÖHR & NORTMANN (2000) aus dem Saarmündungsgebiet. Im Profil Euren III/1 ist nicht zu entscheiden, ob die Zunahme der Schwermetallgehalte im Oberboden auf die Abnahme der Korngröße zurückzuführen ist oder eine anthropogene Anreicherung darstellt. Im Profil Euren III/2 ist trotz der Zunahme der Korngröße eine mittelalterlich-neuzeitliche Zunahme der Schwer- metalle im Oberboden festzustellen, die damit auf anthropogene Emissionen zurückzuführen ist. Das gleiche zeigt sich in Euren V sowie in der Deckschicht in Euren II. Der Verwitterungsquotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 liegt in diesen Schichten im Bereich geogener Werte für Sandstein, die in 64 % des Einzugsgebietes anstehen: Damit stammt das Material, wie in der Trierer Zeitschrift (1998, S. 61) angenommen, v. a. aus dem Bereich der Sandsteine, deren steile Hangbereiche im Einzugsgebiet seit mindestens 200 Jahren mit Wald bestanden sind, und keine Terrassierung aufweisen, die auf mittelalter- liche Landnutzung schließen ließe. Die Erosion auf der Muschelkalkhochfläche ist in den Schwemm- fächersedimenten nur untergeordnet repräsentiert, die TIC-Gehalte der Proben, die als Carbonatanteil der Dolomite und Mergel interpretiert werden, sind vergleichsweise gering. Insgesamt beläuft sich das poströmische Schwemmfächervolumen auf etwa 900.000 m³, was einem Bodenabtrag von 3300 t ha-1 (1,94 t ha-1 a-1) und einer gleichmäßigen Tieferlegung des gesamten (planen) Einzugsgebietes um 22 cm bedeutet. Sie ist Folge der in der Literatur häufig zitierten starken mittelalterlichen und neuzeitlichen Bodenerosion (z. B. LÜTTIG 1960, RICHTER 1976, ROTHER 1989, BAUER 1993, MÄCKEL & RÖHRIG 1999). Auch diese Werte übersteigen die von ZOLITSCHKA & NEGENDANK (1997) für das Holzmaar berechneten Erosionsraten seit der Völkerwanderungszeit (0,32 t ha-1 a-1). Allerdings ist auch hier von einer intensiven Aufarbeitung von Detritus aus lokalen sommerlichen und winterlichen Rutschungen auszugehen, von welchen die Tageszeitung Trierischer Volksfreund mehrfach berichtet und die z. B. durch Niederschlag oder Schneeschmelze in Zusammenhang mit dem steilen Relief ausgelöst werden (z. B. rutschten am 03.12.1953 aufgrund starker Regenfälle 54.000 m³ eines Hangs in das Tal des Eurener Baches). Im Einzugsgebiet des Eurener Baches sind zudem Sedimentauffangbecken installiert, die den Material- transport auf den Schwemmfächer zumindest neuzeitlich vermindern. Bezogen auf die Einzugsgebietsgröße von 4,1 km² entspricht dies einer Abtragsrate von 2.200 t ha-1 (vorrömisch) bzw. 3.300 t ha-1 (poströmisch) im Einzugsgebiet oder von 0,26 t ha-1 a -1 (vorrömisch, 10.000 - 1700 Jahre v. h.) bzw. 1,94 t ha-1 a-1 (poströmisch, 1700 v. h. bis heute).
Kenn
Der Bohrkern Kenn II wird in einer Tiefe von 574 cm in zwei Abschnitte gegliedert. Die einheitlichen Schwermetallgehalte sprechen für ausgeglichene Verhältnisse unterhalb, die auf den Auftrag vorverwitterten Materials oder in situ Verwitterung zurückgehen. Es ist trotz des Fehens weiterer makroskopischer Merkmale möglich, dass in dieser Tiefe die Grenze zwischen pleistozänen und holozänen Sedimenten aufgeschlossen ist, unter der periglaziale Fließerden die Basis des holozänen Schwemmfächers bilden. Der hohe hydrologische Gradient verhindert in Schwemmfächern wie diesem die Ausbildung organogener Sedimente, die in Senken oder auf der Niederterrasse am Übergang vom Pleistozän zum Holozän aufgrund eines gestiegenen Grundwasserspiegels entstanden sein können (z. B. TINAPP 2002). Der Quotient (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 zeigt in den Profilen des Schwemmfächers geringe
168 Schwankungen um den für Tonsteine typischen Wert um 0,3 (HINDEL & FLEIGE 1991), da die Schiefer und Rotliegendsedimente im Einzugsgebiet nur einen geringen geogenen Anteil an Alkali- und Erdalkalimetallen haben. Die älteste datierte Stabilitätsphase ist im Schwemmfächer von Kenn durch eine humose Schicht in 144- 164 cm Tiefe nachgewiesen (Kenn 11, Schicht 7): Sie wird durch Holzkohle auf cal BC 476 (+36/-66) datiert und ist archäologisch als latènezeitlich anzusehen. Auf dem Schwemmfächer ist zudem eine spät- bronzezeitliche Siedlung durch Streuscherben indirekt belegt. Eine Holzkohle in Kenn II in 255 cm Tiefe ist ein Hinweis auf neolithische Besiedlung des Einzugsgebietes (cal BC 2919 (+97/-13)), der (an dieser Stelle) bis zur latènezeitlichen Stabilitätsphase eine Akkumulationsrate von 22 cm/ka folgte. Schwach erhöhte Gehalte von Zn in Kenn 11 und Kenn 12 sowie Cu in Kenn 11, die hier trotz etwas gröberer Korngrößen des Sedimentes aufzufinden sind, deuten auf Nutzung dieser Elemente zu dieser Zeit. Diese latènezeitliche Stabilitätsphase ist nach Höhenlage auch in den Bohrungen Kenn II (200 cm Tiefe) und Kenn III (260 cm Tiefe) und durch erhöhte TOC-Gehalte nachgewiesen, was zeigt, dass die damalige Oberfläche stärker geneigt war als die heutige. Die vergleichsweise geringen TOC-Gehalte dieser Schicht sind auf den nicht vollständigen Zerfall von organischer Substanz zurückzuführen, der durch Sediment- akkumulation verhindert werden kann (KRAUSKOPF 1967). Die Humusanreicherung wird in der Bohrung Kenn II jedoch nur von einem schwachen Konzentrationsmaximum der Zn- und Cu-Gehalte in 184 cm Tiefe begleitet. Dieses steht jedoch nicht isoliert, sondern wird im Liegenden durch noch höhere Gehalte begleitet, so dass eine sichere Zuordnung dieser Schicht fraglich bleibt. Die Erkenntnis einer bereits spätbronze-/früheisenzeitlicher Besiedlung des Schwemmfächers, sowie neolithische Holzkohle, widerlegt Ansprache und Datierung der von WEIDENFELLER (1990) auf dem Schwemmfächer kartierten periglazial geformten Fließerden, die den Schwemmfächer aufbauen sollen. Die Stabilitätsphase wurde durch rasche erneute Sedimentation beendet, wodurch sich im Profil Kenn 11 eine scharfe Grenze zwischen der humosen Schicht und der hangenden Schicht ausbildete. Römische oder poströmische Sedimente sind auf dem Schwemmfächer durch römische Scherben in den Sedimen- ten im Hangenden der latènezeiglichen Oberfläche nachgewiesen. Dies ist als Nachweis für römische Erosionsaktivierung infolge der Besiedlung im Einzugsgebiet anzusehen, die durch eine Villa in Kenn bekannt ist. Jedoch ist in keinem der Profile neben der latènezeitlichen eine weitere TOC-Anreicherung zu erkennen, die eine römische oder spätere Stabilitätsphase anzeigen könnte. Die Rinne im Profil Kenn 11 mit römischen Scherben bezeugt (post-)römische Gerinneverlagerung. Dass die Sedimentation von Detritus mit geringeren Verwitterungsindizes schlagartig einsetzt zeigt, dass das Material, das über der Rinne abgelagert wurde, vorverwittert ist und in verwittertem Zustand mit scharfer Grenze über den liegenden Schichten abgelagert wurde. Auch der geringe Feo/Fed-Aktivitätsgrad in der oberen Schicht des Profils Kenn 12 zeigt weit fortgeschrittene Verwitterung an. Im Profil Kenn 11 ergibt sich eine postlatènezeitliche Sedimentation von mindestens 150 cm, wovon mindestens 100 cm poströmisch sind. In allen Bohrkernen lässt sich ein neuzeitlich-industrieller Anstieg besonders der Zn- und Pb-Konzentrationen, in geringerem Maße auch der Cu-Konzentrationen feststel- len. Über die Pb-Gehalte lässt sich für alle Profile und Kerne eine neuzeitliche Sedimentationsrate festlegen: Im Bohrkern Kenn II wurden neuzeitlich 120 cm Material akkumuliert, in den Bohrkernen Kenn III sowie Kenn VI etwa 60 cm. Die Zn-Konzentrationen zeigen zwar auch eine Zunahme der Gehalte zum Oberboden, sie sind jedoch deutlich mit der Korngröße korreliert, so dass die tatsächliche anthropogene Anreicherung durch den Korngrößeneffekt verschleiert wird. Zudem besteht bei den gegebenen pH-Werten von < 6 die Möglichkeit einer Verlagerung des Zn. Auch andere Untersuchungen berichten von einer Tiefenfunktion der Zn- und Pb-Konzentrationen in Böden der Kenner Flur (WEIDENFELLER 1990), wobei - wie in den eigenen Untersuchungen - die Cu-Gehalte trotz des langen Einsatzes von Kupfervitriol in Weinbergen keine Grenzwerte überschreiten. Aus dem Kartenvergleich (Abb. 6.90) und anderen Quellen wird jedoch deutlich, dass im Einzugsgebiet der Weinanbau erst wieder seit 1930 betrieben wird, auch wenn ein Pollenprofil in der Nähe (Riol, unveröff.) bereits römerzeitlich geringe Mengen von Vitis-Pollen enthält und 1200 Weinberge urkundlich erwähnt sind (HILGERS 1985).
169 Auch die Maxima des Fe2O3/MnO-Quotienten liegen in den oberen Dezimetern der Bohrkerne. Sie lassen sich auf zwei mögliche Arten interpretieren (MACKERETH 1966) und zeigen die Schwierigkeiten der Interpretation von geochemischen Verwitterungsindizes in offenen Systemen: Erstens kann MnO bereits im Einzugsgebiet unter humiden, reduzierenden Bedingungen ausgewaschen und als Lösungsfracht aus dem offenen System Einzugsgebiet und Schwemmfächer ausgetragen worden sein - im gleichen Zug gelangten an MnO verarmte Sedimente in den Schwemmfächer. Damit bedingen feuchte Bedingungen einen hohen Fe2O3/MnO-Quotienten. Dies wäre auch bei anthropogen induzierter Bodenerosion der Fall, die nicht generell ein klimatisches Pessimum voraussetzt. Zweitens kann unter oxidierenden Bedingungen erodiertes Material mit einem ausgeglichenem Fe2O3/MnO-Quotienten auf den Schwemmfächer (durch erhöhten Oberflächenabfluss und/oder Bodenerosion) gelangen und dort in situ postsedimentär verän- dert werden, wobei unter (schwach) reduzierenden Bedingungen bei der im Mittel ganzjährigen Durchfeuchtung Mangan stärker als Eisen ausgewaschen und damit der Quotient erhöht wird. Dabei sind die hohen Quotienten in den Oberböden durch infiltrierendes Niederschlagswasser bedingt, so dass es aufgrund feuchter aber nicht stark reduzierender Oberbodenverhältnisse im Schwemmfächer post- sedimentär zu einer Auswaschung des Mangan und lediglich zu einer Umverteilung des Eisens kam. Die Sedimente im Profil Kenn VI sind stark durch die Mosel beeinflusst: die Korngröße nimmt nach oben ab, da der Bohrpunkt durch die bei WEIDENFELLER (1990) beschriebene Sedimentationsstruktur beim Verlagern des Moselmäanders auf der Kenner Flur nach NE in immer größere Moselferne gelangte, so dass schließlich bei Hochwasserereignissen immer feinkörnigeres Material abgelagert wurde. Das Verhältnis der bei Verwitterung unter humiden Bedingungen, wie sie in der Region Trier während des gesamten Holozäns bestanden, leicht auswaschbaren Alkali- und Erdalkalimetalle gegen das zwischen pH 4 und 10 stabile Al2O3 zeigt hier in schwachen Ansätzen die von BIRKELAND (1984) beschriebene Abnahme des Quotienten mit zunehmender Verwitterung. Dies resultiert aus den höheren Alkali- und Erdalkalimetallgehalten der Moselsedimente im Vergleich zum schwemmfächerbürtigen Detritus, zum anderen aus der Tatsache, dass seit dieser Bereich nicht mehr regelmäßig durch Hochwässer überflutet wird, eine in situ Verwitterung nachgewiesen werden kann. Das Volumen des Kenner Schwemmfächers beträgt etwa 450.000 m³. Bei der moselfernen Lage wird davon ausgegangen, dass ein Großteil des im Einzugsgebiet erodierten Materials im Schwemmfächer verblieben ist. Das Gullyvolumen im Einzugsgebiet beträgt 250.000 m³. Die daraus abgeleitete Differenz von 200.000 m³ beziffert den Betrag, der flächenhaft aus dem Einzugsgebiet ausgetragen wurde. Dies entspricht einer Erniedrigung des gesamten Einzugsgebietes um 33 cm (2,8 cm/ka seit 12000 v.h.) oder einen Austrag von 5000 t ha-1, was den von NEGENDANK (1978) angegebenen Erosionsrate zwischen 0,75 und 4,4 cm/ka während des Holozäns entspricht. Die hohen neuzeitlichen Akkumulationsraten von 60-120 cm sind sowohl auf lineare als auch flächenhafte Bodenerosion zurückzuführen: Zum einen ergibt sich aus der Auswertung der historischen Kartenaufnahme der Rheinlande durch Tranchot und von Müffling, dass ein Ast des im Einzugsgebiet entwickelten Gullysystems 1801-1828 trotz ansonsten detailgenauer Kartierung der Schluchten noch als Weg eingetragen ist. Dieser hat sich erst in den letzten Jahrzehnten als Leitbahn von Oberflächenabfluss zu einem Gully vertieft. Der Prozess der Gully- vertiefung hat sich durch den seitlichen Zufluss von Sickerwasser nach Niederschlägen weiter verstärkt. Das vergleichsweise junge Alter dieses nach NE reichenden Gullies läßt sich durch sein Längsprofil erkennen, das noch weniger einem ausgeglichenen Normalprofil gleicht als das der anderen Äste (der Gefällsknick auf 180 m ü. NN ist durch den Substratwechsel von den Rotliegendsedimenten auf die devonischen Tonschiefer zu erklären). Das Gullyreißen wird darauf zurückgeführt, daß das Einzugsgebiet seit der Kartenaufnahme durch Tranchot und v. Müffling (1801-1828) auf etwa der Hälfte seiner Fläche gerodet und diese Flächen erosionsintensiveren Nutzungen (Acker- oder Rebland) zugeführt wurden, was in der Folge zu einer intensiven Bodenerosion auf diesen Flächen und zu einer Konzentration des Abflusses unter Wald geführt haben muss. Die historische Kartenaufnahme bietet zugleich einen terminus ante quem für die Entwicklung des restlichen Schluchtensystems. Ob diese in Analogie zu anderen Arbeiten auf intensivierte Landnutzung
170 während des Mittelalters (HABBE & REGER 1985, BORK 1989, BAUER 1993) oder bereits früher stattfand, kann hier nicht entschieden werden.
Tawern
Die kalksteinreichen Schotter an der Basis der Profile wurden niederterrassenzeitlich am Zusammenfluss von Mannebach und Mausbach im pleistozänen Schwemmfächer des Mausbaches abgelagert. Die in Profil Tawern 4 im Querprofil aufgeschlossene Rinne ist und nach ihrem Gehalt an Kulturgeröllen römisch oder jünger. Ihr Verlauf setzt sich in einer östlich anschließenden Baugrube in südöstliche Richtung fort (LÖHR 2000, Abb. 8). Damit sind die Sedimente der Profile Tawern 1, 2 und 6 vorrömisch oder römisch, da sie durch die NE-SW verlaufende Rinne erodiert sind, Der Übergang von der Rinnenverfüllung zu den älteren Profilbereichen ist in Profil Tawern 5 aufgeschlossen. An der Basis des Profils Tawern 5 ist eine kleine Rinne in den Schotter eingetieft, die durch römische Ziegelsplitter auf römisch oder jünger datiert, so dass es sich bei den hangenden Schichten sowie den Sedimenten der Profile Tawern 1, 2 und 6 nicht um Hochflutlehme des Mannebaches handeln kann, sondern ebenfalls um römisch oder jüngere Sedimente, die zusätzlich durch umgelagerte vorgeschicht- liche Scherben als Auenlehme identifiziert werden können. Als Indiz für eine intensive frührömische Erosion, bei der die Schichten bis auf die Niederterrasse ausgeräumt wurden, wird die Schwermetall- belastung der Schichten gewertet, die in den Basisschichten etwa die selben Gehalte erreichen wie im Oberboden, in dem eine neuzeitliche Belastung der Sedimente bei etwa gleicher Korngröße wie in den mittleren Schichten angenommen wird. Da in den Basisschichten die Schwermetallgehalte trotz gröberer Korngrößen ebenfalls erhöht sind, wird hier von einer anthropogenen Anreicherung und nicht von geogenen Hintergrundgehalten ausgegangen; auch zeigen die Basisschichten schwach erhöhte TOC- Gehalte, die auf Stabilität hinweisen. Da aus dem römischen vicus Tawern, der archäologisch nachweisbar zwischen der ersten Hälfte des ersten nachchristlichen Jahrhunderts bis ins ausgehende 4. Jh. n. Chr. bestand, durch Schlacken Hinweise auf Metallverarbeitung vorliegen und das Schmiedehandwerk als Erwerbszweig im Vicus genannt wird (FAUST 1996), wäre ein römerzeitlicher Rückgang der Gehalte ebenso unwahrscheinlich wie eine kombinierte römisch-neuzeitliche Anreicherung in den oberen Schich- ten der Profile, die durch die hohen Hintergrundgehalte an der Basis zudem negiert würden. Im Profil Tawern 3 ist nur die neuzeitliche Schwermetallanreicherung im Oberboden zu erkennen, so dass sich die Rinne im Profil Tawern 4 poströmisch unter Aufarbeitung römischer Schichten erosiv in die älteren Schichten eingetieft hat. Bereits in einer früheren (prä-)römischen Erosionsphase wurden an diesem Standort Hochflutlehme und prärömische Auenlehme bis auf die Schotter der Niederterrasse ausgeräumt. Eine frührömische Anmoorbildung, wie sie für ein benachbartes Profil etwa 40 cm über der Niederterrasse erwiesen ist (LÖHR 2000) und die (nach der (prä-)römischen Erosionsphase) in den tieferen Lagen (etwa 209,30 m ü.NN) bei gestiegenem Grundwasserspiegel gebildet (LÖHR 2000) wurde, lässt sich hier jedoch nicht nachweisen. In den höheren Lagen - wie in diesem Profil, in dem die Niederterrassenschotter bis auf eine Höhe von 210,80 m ü. NN anstehen - reichte der Grundwasseranstieg für die Anmoorbildung nicht aus. Da nach Pollenanalysen das engere Untersuchungsgebiet bereits in frührömischer Zeit praktisch waldfrei war (LÖHR 2000), kam es im Anschluss an die Erosionsphase zunächst aufgrund gesteigerter Morphodynamik zur Ablagerung sandiger Sedimente, in denen aufgrund der römischen Metallverarbeitung im vicus Tawern Schwermetalle (Ni, Cu, Zn und Pb) angereichert wurden. Mit dem Ende des Römischen Imperiums und des vicus Tawern verringerten sich die Schwermetalleinträge in den feinkörniger werdenden Sedimenten aufgrund schwächerer Morphodynamik in Folge erneuten Vegetationsaufwuchses. Aufgrund der unterschiedlichen Lagerungsdichten in den Profilen wird eine weitere zwischengeschaltete poströmische Erosionsphase angenommen, zu der auch die Rinne Tawern 4 mit reichlich römischen Funden wie z.B. Schlacken zählt. Damit ist fraglich, ob diese Rinne zu der durch LÖHR (2000) beschriebenen römischen Bachaktivierung mit einschneidender Änderung des Abflussregimes zählt. Sie
171 scheint eher einer späteren, wohl mittelalterlichen Bachaktivierung zuzuordnen zu sein, bei der durch die erneute Ausweitung der landwirtschaftlichen Nutzfläche im Einzugsgebiet in heutige Grenzertrags- standorte eine Verstärkung des Abflussregimes angenommen werden muss. Dabei wurden ältere Schichten von einem Bach erodiert, der sich in dieser Zeit bis auf die NT-Sedimente eintiefte und Kalk- und Sandsteingerölle aus verstürztem römischen Baumaterial bis 30 cm transportierte und im näheren Einzugsgebiet römisches Kulturgut erodierte. Die Erosion von Kalktuffen im Einzugsgebiet bedingt das grobkörnige Material an der Basis des Profils Tawern 3 mit hohem TIC-Gehalt sowie den hohen (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3-Quotienten und Kalktuffablagerungen in der Rinne. Auch diese Rinne wurde nach einer weiteren Gerinnebettverlagerung wieder mit Sedimenten verfüllt, die aufgearbeiteten römischen Kulturschutt enthalten. Zur heutigen Oberfläche nehmen sowohl in den Profilen Tawern 1 und 2 als auch in der sekundären Rinnenfüllung Tawern 3 die TOC-Gehalte sowie die Schwermetallgehalte durch industrielle Emissionen und Verbrennung fossiler Energieträger zu.
Gillenbach
Der untersuchte Sedimentkörper bildet einen Sedimentzwischenspeicher im Einzugsgebiet des Gillenbachs, in dem das Material akkumuliert wurde, das nicht aus dem Einzugsgebiet heraustransportiert wurde. Die ältesten, in wenigen Bereichen erhaltenen und aufgeschlossenen Sedimente (Gillenbach 3, Schicht 9) werden durch die in ihnen enthaltene Molluskengesellschaft in das frühe Holozän datiert: Sie weisen in ihrer Artenzusammensetzung ein Spektrum auf, das etwa im Präboreal/Boreal auf Offenlandbedingungen schließen lässt und dann den beginnenden Kronenschluss anzeigt. Fehlender Baumbestand aufgrund noch nicht vollständiger Wiederbewaldung im Postglazial führte zu Erosion und Akkumulation in einem Tal, das bereits zu dieser Zeit mindestens so tief eingetieft war wie heute (dieses Tal hat wie die anderen Täler der Region seinen Ursprung in rückschreitender Erosion infolge der Hebung des Rheinischen Schiefergebirges seit dem Miozän). Die ältesten Sedimente unterscheiden sich in ihren korngrößenstatistischen Parametern nicht von den anderen feinkörnigen Proben, da sie dem gleichen Einzugsgebiet entstammen, der geringe Aktivitätsgrad pedogener Eisenoxide und der hohe Anteil pedogener kristalliner Eisenoxide sowie der geringe Wert des Verhältnisses (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 zeigen jedoch die weit fortgeschrittene Verwitterung dieser Sedimente. Die folgende Zeit des Frühholozäns bis zum Subboreal/Anfang Subatlantikum lässt sich an dieser Lokalität nicht durch Sedimente nachweisen, obwohl vorgeschichtliche Fundstellen auf eine intensive Nutzung der Einzugsgebietsflächen schließen lassen. Die nächstjüngeren Sedimente sind sich über- schneidende Rinnensedimente, in denen Ziegelfragmente und römischen Scherben auf eine intensive römische erosive Bachaktivierung schließen lassen, die zu einer starken Erosion und Umlagerung der liegenden Schichten führte. Auch eine umgelagerte Holzkohle (KIA 15649, Tab. 6.80) lässt auf anthropo- genen Einfluss vor dieser Zeit schließen, da der atlantische und spätere Laubwald weniger leicht entzündlich war als die von Birken-Kiefer und Kiefer-Hasel dominierte Vegetation des frühen Holozäns (KÜSTER 1998). Die Schichten enthalten umgelagerte Kalktuffe, die Molluskengesellschaft enthält schattenverlangende Arten, die auf einen bachbegleiteten Galeriewald in einer ansonsten allgemein stark entwaldeten Region (DÖRFLER et al. 2000) schließen lassen. Diese Aktivität lässt sich mit der mächtigen Kiesrinne des Arbeitsgebietes Rehlingen korrelieren. Auch hier wird ein Zusammenhang mit dem von LÖHR (2000) beschriebenen frührömischen Erosionsaktivierung zwischen der zweiten Hälfte des 1. und dem 3. Jahrhundert AD angenommen, die während des „römerzeitlichen Optimums“ stattgefunden hat und damit ein Beleg dafür ist, dass fluviale Aktivität nicht nur auf hohen Oberflächenabfluss während feuchter Phasen zurückzuführen ist, sondern auch in vergleichsweise trocken-warmen Phasen stattfinden kann, wenn gleichzeitig der Oberflächenabfluss durch intensive Landnutzung erhöht wird. Der theoretisch als stabilisierend angesehene Einfluss des trocken-warmen „optimalen“ Klimas dieser Zeit wird damit durch
172 die intensive anthropogene Nutzung des Gebietes überlagert (LÖHR 2000). Mit der Stabilisierung des Systems und der Festlegung des Baches in einem Gerinnebett kam es nur noch in Folge von Hochwasserereignissen zur Ablagerung feinkörniger Sedimente (Schichten 7 und 6). Schließlich war das System so stabil, dass eine weitere Sedimentation ausblieb und es in den Schichten entsprechender Zeitstellung zu Humusanreicherung kommen konnte, die sich in erhöhten TOC-Gehalten widerspiegelt. Holzkohle datiert die Schicht auf cal AD 419-433 in die Völkerwanderungszeit, mit deren Beginn die Villen und damit die intensive landwirtschaftliche Nutzung der erosionsanfälligen Böden im Einzugsgebiet aufgegeben wurden. Pollenprofile aus der Region zeigen während der Völkerwanderungszeit eine erneute Wiederbewaldung und damit eine Stabilisierung des Systems, trotz der erhöhten Niederschläge während des klimatischen völkerwanderungszeitlichen Pessimums. So übersteigt auch hier der anthropogene Einfluss den klimatischen Einfluss des niederschlagreichen „Pessimums“. Das häufige Auftreten von Eisenflecken in Schicht 7 sind auf die Lage des Grundwasserspiegels zu dieser oder einer späteren Zeit zurückzuführen. Der Anstieg des Pb in Schicht 7 und 6 des Profils Gillenbach 1 ist auf die feiner werdende Korngröße zurückzuführen: in den korrellaten Schichten des Profls Gillenbach 3 fehlt eine solche Anreicherung. Im nicht näher zu präzisierenden Mittelalter kam es aufgrund intensivierter Landnutzung zu einer erneuten Erosionsphase im Einzugsgebiet. Die Akkumulation der korrelaten Sedimente steht nicht im Zusammen- hang mit der ersten Laufverkürzung (vgl. Kap. 5.2.2), die mit 17. Jahrhundert einen terminus ante quem liefert (s. u.) und sonst erosiv gewirkt hätte und nicht zu einer konkordanten Ablagerung der Kiese geführt hätte. Anfangs wurde rasch eine Wechsellagerung siltiger und sandiger Sedimente abgelagert, so dass keine weitere Anreicherung organischen Materials stattfinden konnte (CATT 1990). Die sandig-kiesigen Schichten enthalten viel unverwittertes Material mit Carbonaten aus dem Einzugsgebiet (mo1 und Mergel des mm1), was sich in hohen TIC-Gehalten und (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3-Verhältniswerten niederschlägt. Die Carbonate sind v.a. in der nicht verwitterten Sandfraktion enthalten, da die siltigen Schichten deutlich geringere (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3-Quotienten aufweisen. In der hangenden Schicht spiegeln Blöcke bis 50 cm Durchmesser, die das Geröllspektrum des Einzugsgebietes aufweisen, eine hohe Erosionsleistung im Einzugsgebiet wider. Gegen ein hangwärtiges Liefergebiet dieser Schichten sprechen neben dem Geröllspektrum auch die meist gut gerundete Form der Schotter. Infolge einer erneuten Stabilisierung des Systems kam es zur Sedimentation der hangenden sandigen und lehmigen Sedimente, die heute die Oberkante des Profils bilden. Besonders die sandige Schicht 3, die wenig Carbonate enthält, lässt auf die Sedimentzufuhr durch die Aufarbeitung von Rutschmassen der Buntsandsteinsedimente schließen. Die lokale Tageszeitung „Trierischer Volksfreund“ berichtet häufig über Rutschungen und Felsstürze, besonders wenn die im Einzugsgebiet verlaufende B 51 davon in Mitleidenschaft gezogen ist (KAUSCH et al. 2002a). Erst in der Folge sind auch wieder verstärkt Carbonate aus dem Oberlauf des Einzugsgebietes in die Sedimentation einbezogen. Insgesamt hatte der Bach seit der römischen Kaiserzeit sein Bett um 5 m erhöht. Trotz einer erneuten Zunahme der Sandfraktion auf Kosten der Siltfraktion in der Schicht 1 im Profil Gillenbach 1 sind hier die Zn- und Pb-Gehalte deutlich angestiegen, so dass hier ein natürlicher Effekt der Anreicherung unwahrscheinlich ist. Die Anreicherung ist vielmehr auf die Verbrennung fossiler Energieträger (durch die vielbefahrene, benachbarte B 51 sowie die Stadtnähe des Profils) zurückzuführen (SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1998). Neuzeitlich hat sich der Gillenbach aufgrund von zwei Laufverkürzungen in seine eigenen Sedimente eingeschnitten, was nach JÄTZOLD (1995) in den Jahren zwischen 1784 und 1802 geschah, nach weiteren von JÄTZOLD (1996) zitierten Quellen bereits Anfang des 18. Jahrhunderts. Der Datierung der ersten Flussanzapfung durch JÄTZOLD (1995) am Weißhaus infolge des extremen Moselhochwassers 1784 wird widersprochen, da an der Felswand der Kerbe mehrfach die Jahreszahlen 1689 (mündliche Mitteilung Dr. LÖHR) von einer Nutzung der Kerbe als Steinbruch zeugen, so dass die Kerbe bereits zu dieser Zeit bestanden haben muss. Auch ist fraglich, ob ein durch Schneeschmelze verursachtes Hochwasser wie dieses in einem relativ kleinen Einzugsgebiet zu entsprechenden Folgen führt. Entsprechend weist das Längsprofil des heutigen Gillenbachs einen gegliederten Verlauf auf: Der untere Knick auf etwa 200 m ü. NN wird durch den neuzeitlichen Wasserfall verursacht, der bei der zweiten Laufverkürzung entstand, der obere Knick
173 durch den Ansatz des Kerbtals unterhalb der heutigen Autobahnauffahrt. Der Ansatz des Kerbtals ist jedoch auf der historischen Karte von Tranchot und v. Müffling weiter oberhalb eingezeichnet, er wurde zur Erschließung des heutigen Industriegebietes im Oberlauf des Gillenbachs teilweise zugeschüttet.
Stadtprofile
Das Material, das das Profil Brauerei aufbaut, ist periglazialer sowie frühholozäner Hangschutt, der bis zur Stabilisierung des Systems infolge Vegetationsaufwuchses von den steilen Hängen des Petrisberges erodiert und in dieser Position abgelagert wurde. Die etwas erhöhte Siltkomponente im unteren Profilteil spricht für einen Lößanteil, der weichselzeitlich auf der unteren Mittelterrasse abgelagert und durch solifluidale Vorgänge in die Sedimente eingearbeitet wurde. Insgesamt herrschten meist gleichförmige Sedimentationsbedingungen, die durch kurze zwischengeschaltete Phasen mit gesteigerter Transportkraft unterbrochen wurden, in deren Folge auch grobes Material in das Profil transportiert wurde. Die Anreicherung organischen Kohlenstoffs sowie der Schwermetalle Pb und Zn, untergeordnet auch Cu und Ni zeigen eine Überprägung des Materials bis in das 2. Jahrhundert, als die Oberfläche durch die Bermenschüttungen der römischen Stadtmauer plombiert wurde. Die geringen TIC-Gehalte entsprechen dem geringen Carbonatanteil der silikatischen Tonschiefer, so dass sich das Profil durch den Verwitterungs- index (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 nicht weiter differenzieren lässt. Die unterschiedlich hohen Aktivitätsgrade pedogener Eisenoxide im Profil sind auf den Eintrag unterschiedlich vorverwitterten Materials aus dem Einzugsgebiet zurückzuführen. Auch die starke Präsenz von Mineralen der Kaolin- sowie Glimmer-Illit-Gruppe ist aus dem oberhalb anstehenden Tonschiefern ererbt. Es ist davon auszugehen, dass die Ausprägung des Fe2O3-Quotienten auf postsedimentäre Prozesse zurückzuführen ist, bei denen aufgrund unterschiedlicher Durchfeuchtung unter schwach reduzierenden Bedingungen unterschiedliche Mengen Mangan aus dem Profil ausgetragen wurde, während Eisen noch immobil war oder nur lokal umverteilt wurde. Die Profile des Laeis-Bucher Geländes auf der Moselniederterrasse NT1 umfassen pleistozäne Sedimente, die im Profil Laeis-Bucher 11 durch einen Eiskeil und solifluidale Strukturen belegt sind. Auch eine Holzkohle aus Schicht 2 gibt für diese Schicht ein Alter von cal BC 9743 (+200/-248) an. Die pleistozänen Sedimenten zeigen mit erhöten Fed/Fet-Gehalten eine weit fortgeschrittene Verwitterung (CORNELL & SCHWERTMANN 1996). In die abschließende Humusschicht sind vorgeschichtliche Kulturgerölle und umgelagerte Holzkohlen (cal AD 642 (-24/+9)) eingemischt. Zeitlich sowie stratigra- phisch kann die humose Schicht mit der Oberkante des beprobten Teils des Profils Laeis-Bucher 12 sowie mit der Oberkante des beprobten Teils des Profils Brauerei korreliert werden: in den Sedimenten aller drei Profile ist ein (vor-)römischer Boden entwickelt, der durch künstlichen Materialauftrag im Zuge des Baus der römischen Stadtmauer am Ende des 2. Jahrhunderts zunächst mit einer tonigen Schicht (Laeis-Bucher 12/Schicht 1, Oberkante Brauerei) versiegelt wurde. Im Profil Laeis-Bucher 3 bilden römische Ziegelstückchen ab Schicht 4 einen terminus ante quem für die liegenden und einen terminus post quem für die hangenden Schichten. Eine Erosionsdiskordanz mit anschließender römischer Sedimentation, wie von DÖRFLER et al. (1998) beschrieben, kann in den Profilen Laeis-Bucher 11 und 12 nicht nachgewiesen werden. Im Profil Laeis- Bucher 3 ist sie evtl. in Form der kiesigen Schichten 6 vertreten, allerdings fehlen hier zu einer genauen Absicherung weitere Datierungen. Die feinkörnigen Schichten im Profil Karthäuserfeld sind von Schicht 6 bis zur Oberkante des Profils römisch und jünger, darunter vorrömisch. Das Liegende des Profils wird durch pleistozäne Schieferkiese des Schwemmfächers des Olewiger Baches gebildet. Die ursprüngliche fluviatile Textur und Struktur der hangenden Schwemmfächersedimente ist durch die Überprägung im Zuge der Landnutzung zu einem großen Teil zerstört. Die Anreicherungsfaktoren der analysierten Schwermetalle der Profile sind auf anthropogene Ursachen
174 zurückzuführen, da natürliche Faktoren wie eine Abnahme der Korngröße - bis auf das Profil Laeis-Bucher 12 - ausgeschlossen werden können. Sie liegen in den römischen Schichten der Profile Brauerei und Laeis- Bucher im allgemeinen unter 2 und steigen nur im Falle der Korngrößenabhängigkeit höher. Auch bei dem von ZOLITSCHKA & LÖHR (1999) untersuchten Profil liegt der maximale Anreicherungsfaktor bei 2,8 (Pb). Im Profil Karthäuserfeld dagegen sind die Anreicherungen für Cu (4,1) und Pb (11,4) sehr viel höher, weswegen für diesen Standort ein buntmetallverarbeitender Betrieb in größerer Nähe angenommen werden muss als für das Laeis-Bucher-Gelände und die Brauerei. Nach DÖRFLER et al. (1998) sind solche Betriebe im römischen Trier an vielen Stellen wahrscheinlich. Der hier angesiedelte Betrieb verursachte bereits römisch so hohe Emissionen, das die heutigen Grenzwerte für Böden (BBodSchV 1999) deutlich überschritten werden (Tab. 3.3, 3.4), im Falle des Pb sogar um ein Vielfaches. Entsprechendes gilt für die mittelalterlich-neuzeitlichen Ablagerungen, deren Schwermetallgehalte - auch aufgrund der allgemein höheren Belastung seit der Industriealisierung - auch im Profil Laeis-Bucher 3 - an der heutigen Geländeoberkante erhöht sind. Im Profil Karthäuserfeld erreichen die mittelalter-neuzeitlichen Gehalte die höchsten überhaupt gemessenen Werte, die für Blei, Zink und Kupfer eine Größenordnung erreichen, wie sie auch in Sedimenten auftreten, in deren Einzugsgebiet Pb-Zn-Erze abgebaut werden (z.B. Möhlin, Südschwarzwald: FOELLMER et al. 1997). Teilweise zeigen sie vergleichbare Werte zu in Duisburger Stadtböden gemessenen Gehalten (GERLACH et al. 1993). An diesem Standort sind neuzeitliche Gehalte und mittelalterliche Verschmutzungen aufgrund der langjährigen Nutzung und Durchmischung des Bodens vermischt. SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL (1998) geben Erhöhungen von bis zum 10-fachen für Pb- , Zn- und Cu-Gehalte gegenüber den geogenen Grundgehalten in Stadtböden an, in anthropogen stark beeinflussten Gartenböden städtischer Bereiche sind Pb-Gehalte bis 400 mg/kg gemessen worden (SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1998). An anderer Stelle werden für Auenböden infolge jahrhunder- telangen Erzabbaus im Harz deutlich höhere Gehalte für Blei (bis 4000 mg/kg) und Zn (bis 5000 mg/kg) angegeben (KÖSTER & MERKEL 1982, in SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1998).
7.2 SYNOPSE DER ARBEITSGEBIETE
In den untersuchten Sedimentkörpern zeigen sich mehrfache Abfolgen von Akkumulationsphasen, die durch Bodenbildungsphasen abgeschlossen werden. Torfe und Mudden als Hinweise auf Stabilitätsphasen, wie sie in anderen Regionen und Faziesbereichen wie z. B. Auensedimenten auftreten (BROSCHE 1984, TINAPP 2002), fehlen in den Schwemmfächern aufgrund des dort herrschenden großen hydrologischen Gradienten. In den Arbeitsgebieten Fisch, Euren und Kenn sind unter den holozänen Schwemmfächern Zeugen der pleistozänen Reliefentwicklung aufgeschlossen. Im Profil Kenn ist vor dem Einfluss intensiver menschlichen Besiedlung (von der Grenze Pleistozän/ Holozän bis zum Neolithikum) eine deutlich langsamere Sedimentationsrate als in der Zeit unter menschlichem Einfluss (vom Neolithikum bis heute) festzustellen. Aufgrund des geringen anthropoge- nen Einflusses auf den Landschaftshaushalt vor dem Neolithikum ist zu dieser Zeit die Steuerung der Morphodynamik weitgehend von klimatischen Faktoren und der Ausbildung weiterer Geofaktoren (Vegetation, Stabilität der Böden) abhängig. Auch STOCKHAUSEN & ZOLITSCHKA (1999) zeigen eine entsprechende weitgehende Abhängigkeit der Sedimentakkumulationsraten von klimatischen Bedingungen vor signifikanten menschlichen Aktivitäten in der Region. Zeugen einer (früh-)holozänen Stabilitätsphase sind im Arbeitsgebiet Euren mit Erosionsresten des stark entwickelten Holozänbodens erhalten, sowie im Stadtgebiet von Trier. Diese Stabilitätsphase gliedert sich in die Ergebnisse verschiedener mitteleuropäischer Untersuchungen ein (u. a. BROSCHE 1984, WEIDENFELLER 1990, BORK et al. 1998, MÄCKEL & FRIEDMANN 1999), die von einer frühholozänen Stabilitätsphase mit Bodenbildung berichten. Im Euren ist mit der erosiven Kappung des Holozänbodens eine Erosionsphase des Schwemmfächers nachgewiesen, die durch Scherbenfunde neolithisch oder jünger datiert wird. Im Schwemmfächer von Fisch wird durch stratigraphische Befunde und 14C-Daten von einer Erosionsphase vor der Bronzezeit ausgegangen, da der die Bodenbildung über der pleistozänen Fließerde
175 aufgrund der schwachen Gefügeentwicklung nicht als Holozänboden angesprochen wird. Während im Einzugsgebiet von Fisch frühbronzezeitlich oder spätneolithisch eine Stabilitätsphase nachgewiesen ist, kann im Albachtal durch ein Kolluvium (Albach II) während des späten Neolithikums anthropogener Einfluss auf das Erosions-/Akkumulationsgeschehen nachgewiesen werden. Der Gegensatz zwischen Stabilität im Einzugsgebiet von Fisch und Aktivität im Profil Albach II zeigt die gleichzeitige unterschied- liche Entwicklung zweier nur 9 km voneinander entfernter Gebiete, so dass hier der anthropogene Einfluss offensichtlich andere, z. B. klimatische Faktoren übersteigt. (Spät)eisenzeitlich ist in den Arbeitsgebieten Gaugracht und Kenn eine Stabilitätsphase mit Bodenbildung nachgewiesen, während LÖHR (1984, 2000) in anderen Arbeitsgebieten der Region überregionale Trockenphase während der Spätbronzezeit sowie eisenzeitliche Kolluvien nachweist. Während sich der Boden im Kenner Schwemmfächer über die gesamte Latènezeit entwickelte, wurde im Albachtal früheisenzeitlich noch Terrassensande geschüttet, die anschließende Stabilitätsphase dauerte dort höch- stens 230 Jahre, bis 90 BC die Bildung des Schwemmfächers nachgewiesen werden kann. In den Einzugsgebieten Rehlingen, Tawern und Gillenbach sind Zeugen einer (früh-)römischen Bach- aktivierung aufgeschlossen, die aufgrund der Häufigkeit ihres Auftretens als weitreichend anzusehen ist. Sie ist durch intensive Erosion älterer Schichten gekennzeichnet und wird auch von LÖHR (2000) beschrieben. Sie bezeugt, dass der klimatische Einfluss in der Region von der Wirkung der menschlichen Wirtschaftsmaßnahmen überprägt wurde: Während des klimatischen Optimums mit gegenüber heute leicht erhöhten Temperaturen kam es trotz höherer Verdunstungsraten nicht zu einer geringeren Wasser- führung der Gewässer. Statt dessen führte die Vergrößerung und intensivierte agrarische Nutzung von Wirtschaftsflächen im Zuge der erhöhten Besiedlungsdichte zu einem beschleunigten Oberflächenabfluss und unregelmäßigerer Wasserführung mit vorher nicht erreichten Hochwasserspitzen, die mit einer deutlich erhöhten Sedimentfracht einher gingen. LÖHR (2000) deutet dies als „transgredierende Fazies“ einer besonders intensiven Erosion während der älteren römischen Kaiserzeit aus dem Mittelmeerraum in die Nordwestprovinzen des römischen Reiches. Damit kann diese Aktivitätsphase nicht als klimatisch bedingtes Phänomen angesehen werden, obwohl sie weit verbreitet auftritt. Dies wird untermauert durch entsprechenden Beobachtungen römerzeitlichen (Wieder-)Einsetzens der Erosion durch Waldrodung und intensive landwirtschaftliche Nutzung, die in Schotterumlagerungen und Aufschotterungen resul- tiert, von denen auch MÄCKEL & FRIEDMANN (1999) aus dem Schwarzwald und dem Oberrhein- tiefland berichten. Auch in Kenn beendete die Akkumulation von gröberen Sedimenten mit römischen Scherben, die im Aufschlussbereich aber nicht erosiv wirkten, die latènezeitliche Stabilitätsphase. Diese weniger deutlichen Zeugen der (früh-)römischen Bachaktivierung sind auf die weniger intensive Nutzung der lehmigen Böden in diesem Einzugsgebiet zurückzuführen. Hinweise auf eine entsprechende römische Aktivitätsphase fehlen in den im Zuge dieser Arbeit aufgenommenen Profilen im Schwemmfächer bei Euren, konnten aber durch LÖHR (2000) an anderer Stelle auf dem Schwemmfächer gezeigt werden. In Euren kam es spätrömisch durch die landwirtschaftliche Nutzung der Flächen um die dortige römische Villa (CLEMENS & LÖHR 2001) zu Humusanreicherung. Im Einzugsgebiet der Gaugracht beginnt die Schwemmfächerbildung mit Gullyerosion bereits spätlatènezeitlich, je nach Ursprung der datierten Holzkohle im Stamm evtl. ebenfalls frührömisch, und setzt sich römerzeitlich fort, hervorgerufen durch die frühere Besiedlung und Rodung des Einzugsgebietes. Auch hier zeigt sich der starke anthropogene Einfluss auf die Schwemmfächerbildung, da MÜLLER & STRASSER (1984) Schwemmfächer und Gullybildung in einem benachbarten Einzugsgebiet erst in historische Zeit, vmtl. das 16. Jahrhundert datieren. Eine zeitlich entsprechende Materialakkumulation auf dem Schwemmfächer der Gaugracht lässt sich trotz im Einzugsgebiet randlich nachgewiesener mittelalter- licher Ackerterrassen nicht feststellen. Hinweise auf eisenzeitliche Bodenbildung in anderen Arbeitsgebie- ten gibt es (auch wegen der starken römischen Erosionsaktivierung) nicht (mehr). Als im Untersuchungsgebiet ebenso weit verbreitet wie die römische Erosionsaktivierung erweist sich die völkerwanderungszeitliche Stabilitätsphase, die in den Sedimentkörpern bei Rehlingen, Fisch, Gillenbach und Euren nachgewiesen wird. Sie ist auf die Regeneration der Vegetation und die Stabilisierung des morphodynamischen Systems infolge des Zusammenbruchs des Römischen Reiches zurückzuführen, als
176 zahlreiche Villen zerstört wurden oder wüstfielen. Zu dieser Zeit reagierte das System stärker auf die Aufgabe landwirtschaftlicher Nutzflächen und die damit verbundene Abnahme der Bodenerosion als auf die Zunahme der Niederschläge infolge der klimatischen Verschlechterung des völkerwanderungs- zeitlichen Pessimums. Eine entsprechende Stabilitätsphase wurde auch in anderen Regionen Mitteleuro- pas beobachtet (z. B. BORK et al. 1998, MÄCKEL & FRIEDMANN 1999). Das Fehlen einer entsprechen- den Stabilitätsphase in den Profilen in Tawern ist auf die Erosion dieser Schichten infolge der hoch- mittelalterlichen Rodung zurückzuführen. Im Einzugsgebiet der Gaugracht endete die Schwemmfächer- bildung spätestens völkerwanderungszeitlich. Im Arbeitsgebiet Rehlingen wurde die der völkerwanderungszeitlichen Stabilitätsphase folgende Sedi- mentation bereits im Frühmittelalter durch die im Einzugsgebiet siedelnden Franken ausgelöst. Sie wurde im 17. Jahrhundert durch das Brachfallen weiter Flächen in Folge der Pest durch eine Bodenbildung unterbrochen. In den Arbeitsgebieten Euren, Tawern sowie Gillenbach fand eine entsprechende Erosions- aktivierung erst wieder im Hochmittelalter durch Ausdehnung landwirtschaftlicher Nutzflächen in heutige Grenzertragsstandorte statt. Diese hochmittelalterliche Aktivierung des morphodynamischen Systems ist in verschiedenen Regionen Mitteleuropas nachgewiesen, ihre Abhängigkeit von anthropogenen (Ro- dung) oder klimatischen (Starkniederschlagsereignisse) Faktoren wird jedoch unterschiedlich bewertet (Kap. 2.1). Während nur im Einzugsgebiet der Gaugracht die Schwemmfächerbildung mittelalterlich abgeschlossen ist und in Rehlingen die erneute Materialakkumulation bereits im 8./9. Jh. AD beginnt, bleibt in den übrigen Einzugsgebieten der genaue Akkumulationsbeginn zeitlich unklar, so dass ein Zusammenhang mit den von BORK & BORK (1987) berichteten Starkniederschlagsereignissen im Jahr 1342 nicht sicher ausgeschlossen werden kann. Zeitliche Gegenbeispiele für den überragenden Einfluss der Starkniederschlagsereignisse in der Region liefern jedoch Untersuchungen über Kolluvienbildung in Luxemburg, die auf die Zeit um und nach 1450/1460 datiert (KWAAD 1977, RIEZEBOS & SLOTBOOM 1978, KWAAD & MÜCHER 1979) und auf den Landnutzungswandel zurückgeführt werden. Tatsächlich zeigt sich an den Arbeitsgebieten Rehlingen und Fisch, dass - wenn auch viele der sonst aufgeschlossenen Sedimente Hinweise auf einen weitreichenden anthropogenen Einfluss auf die Morphodynamik liefern - das Wetter mit seinen Extremen v.a. des Niederschlags keine untergeordnete Rolle im morphodynamischen Geschehen spielt. Auf den räumlich eng benachbarten Schwemmfächern von Rehlingen und Fisch kam es am Ende des 18. Jahrhunderts zu zeitgleicher Materialakkumulation, die auf (mindestens ein) Starkniederschlagsereignis am Ende des 18. Jahrhunderts zurückzuführen ist. Für diese Zeit zitiert ZANDSTRA (1954) für das Saartal eine historische Quelle, die Erosionsnachweis mit Schluchtenreißen auf entblößten Hängen für das Jahr 1770 bezeugt. Besonders Starkniederschlags- ereignisse in Form von z. B. sommerlichen Wärmegewittern können räumlich eng begrenzt sein. So können auch Aktivitätsphasen in Schwemmfächern von sehr geringer Dauer sein, ein Starkniederschlags- ereignis kann - je nach Vorgeschichte wie z. B. Dauerregen - zu Bodenerosion führen, bei denen unterschiedlich mächtige Schichten abgelagert werden. MÜLLER (1984b, 1988) berichtet von aktueller Gullyerosion infolge einzelner Starkregenereignissen in Weinbergen auf Tonschiefer, die innerhalb von 24 Stunden zur Bildung von 1-2 m tiefen Gräben führt. Eben solches ist in Buntsandsteinhängen bei ackerbaulicher Nutzung der höher liegenden Muschelkalkhänge bei Wassersättigung zu beobachten. Allerdings geht die intensive Bodenerosion in der Region nicht zwangsläufig mit Gullyerosion einher (oder die Gullies wurden nach ihrem Aufreißen wieder verfüllt), nicht in allen Einzugsgebieten konnten Gullies nachgewiesen werden. Die neuzeitliche Einschneidung des Gillenbaches ist ein durch Laufverkürzung bedingter Sonderfall. Grundsätzlich bleibt jedoch festzuhalten, dass Niederschläge in der Region erst dann verstärkt morphodynamisch wirksam wurden, als der wirtschaftende Mensch Freiflächen geschaffen hatte, auf denen Material erodiert werden konnten. Das morphodynamische Geschehen kann somit zwar vom Klima und seinen gemittelten Werten, den klimatischen „Optima“ und „Pessima“, abgekoppelt werden, nicht jedoch vom Wettergeschehen mit seinen Extremereignissen. Junge tektonische Ursachen für die Schwemmfächerentwicklung können für die Region Trier im Gegensatz
177 zu anderen Regionen (OWEN et al. 1997, BRACK et al. 2000) ebenso ausgeschlossen werden wie der klimatische Wechsel zwischen humiden und ariden Phasen (WHITE et al. 1996). Eine Hebung, wie sie in der Region Trier seit dem Tertiär stattfindet, ist zwar eine notwendige Voraussetzung zur Bildung von Schwemmfächersedimenten, nicht jedoch Ursache der phasenhaften holozänen Erosion, auch wenn WEIDENFELLER (1990) die holozäne fluviale Morphodynamik der Mosel primär durch die Hebung des Rheinischen Schildes und regionale tektonische Bewegungen beeinflusst sieht. Das junge Alter der meisten Täler zeigt sich in den noch nicht als Normalprofil entwickelten Längsprofilen der Bäche. Aufgrund der bis auf die beschriebenen überlokalen Prozessphasen unterschiedlichen Entwicklungen der Schwemmfächer in der Region ist eine Parallelisierung der Ergebnisse nicht möglich. Gleichzeitig zeigt sich, dass für das Verständnisses der holozänen Morphodynamik die Untersuchung von kleinen Einzugs- gebieten ausgesprochen sinnvoll ist. Da sich die Schwemmfächer bezüglich ihrer morphologischen Situation, der morphodynamischen Phasen und der postsedimentären Aufarbeitung der Sedimente unterschiedlich entwickelten, muss ein weiterer Vergleich von Erosions- und Akkumulationsraten ausbleiben. Aufgrund des raschen Fazies- wechsels sowie häufig nur sehr schwach ausgebildeter Leithorizonte innerhalb der Schwemmfächer ist der Einsatz von Bohrungen zur Erfassung von korrelaten Sedimenten holozäner Bodenerosion nur bedingt sinnvoll, stattdessen sollten für entsprechende Untersuchungen (Groß-)Profile angelegt werden. Schwermetallbelastungen lassen sich für römische sowie für mittelalterlich/neuzeitliche Schichten über die Anreicherungsfaktoren der unterschiedlichen Standorte miteinander vergleichen. Römische Stadtböden sind in den Profilen Brauerei, Laeis-Bucher und Karthäuserfeld aufgeschlossen, Tawern und Rehlingen können als römische Industriestandorte gewertet werden. Die Schwemmfächer von Fisch und Euren liegen im Bereich römischer Villen. Die Beprobung der Schichten für geochemische Analysen in max. 15 cm Abständen erwies sich für die Fragestellung als sinnvoll. Durch die Berechnung der Anreicherungsfaktoren lassen sich die Einflüsse der differenzierten geologi- schen Einheiten in den Einzugsgebieten und damit der unterschiedlichen geogenen Hintergrundgehalte des Detritus (HINDEL & FLEIGE 1991, Tab. 3.2) minimieren. Ebenso muss der Einfluss der Korngröße, besonders des Tongehaltes, sowie weiterer natürlicher die Schwermetallgehalte beeinflussender Faktoren für eine Interpretation des anthropogenen Schwermetallanteils an der Belastung sicher ausgeschlossen werden können. Nur so sind Böden als Geoarchive für Belastung der Atmosphäre mit Schwermetallen wie Ni, Zn, Cu und Pb, die für diese Arbeit ausgewählt wurden, trotz ihrer hohen bzw. unterschiedlichen Schwermetall-Grundgehalte ebenso geeignet wie solche Archive, in denen der geogene background Null ist (grönländisches Inlandeis: RENBERG et al. 1994, HONG et al. 1994, Hochmoore: FRENZEL et al. 1996, KEMPTER 1996). Es zeigt sich dabei, dass der Einfluss der lokalen Nutzung schwermetallhaltiger Produkte den globalen Einfluss übersteigt und die Gehalte in Böden einer Epoche nicht generell erhöht sind. Urbane sowie rurale Böden können einander vergleichbare Anreicherungsfaktoren erreichen. Dies zeigt sich z. B. im Fall der hohen römischen Pb-Anreicherung in den römischen Schichten der Profile Karthäuserfeld (Stadt) und Fisch 4 (ländlicher Villenstandort), ebenso aber auch in den vergleichbar geringen bis hin zu fehlenden römerzeitlichen Anreicherungsfaktoren (z. B. Laeis-Bucher 11, Fisch 1). Vergleichbar können auch Schichten, in deren Nähe römische Metallverarbeitung archäologische nachgewiesen wurde (z. B. Tawern) relativ gering belastet sein, was mit der direkten Entfernung zu der Emissionsquelle abhängt – in heutigen Böden lässt sich der Einfluss von Straßenkörpern auf die Schwermetallbelastung bereits nach wenigen Dekametern nicht mehr nachweisen (SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1998). So lässt sich auch erklären, weshalb die Anreicherungsfaktoren selbst in Schichten gleicher Standorte und gleicher Zeitstellung unterschiedlich hoch sind. Wo sowohl römische als auch mittelalterlich/neuzeitliche Schichten in einem Profil aufgeschlossen sind zeigt sich, dass es sowohl römerzeitlich zu stärkerer Belastung gekommen sein kann als während des Mittelalters und der Neuzeit (z. B. Zn-Belastung in Tawern 1, Tawern 2, Euren 31), als auch umgekehrt, wie im Karthäuserfeld. Dort sind die Gehalte in den mittelalterlich/neuzeitlichen Schichten aufgrund einer
178 fortdauernden Nutzung noch um ein vielfaches höher als in den römischen Schichten. Neben erhöhten Schwermetallgehalten durch den Einfluss der lokalen Nutzung enthalten die Sediment- körper in seltenen Fällen auch Hinweise auf im Einzugsgebiet erodiertes Material mit präsedimentär erhöhten Schwermetallgehalten (z. B. Romlag). Der Einsatz der ausgewählten Indikatoren, die über die Zusammensetzung der Hauptelemente Rückschlüsse auf die Verwitterung der Sedimente und auf Bodenfeuchteverhältnisse ermöglichen ((K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3 und Fe2O3/MnO), erweist sich nur als bedingt sinnvoll. Zwar können sie dazu beitragen, makroskopisch und bodenphysikalisch homogene Schichtpakete weiter zu unterglie- dern, allerdings bereiten entsprechende Quotienten in Schwemmfächersedimenten humider Breiten Schwierigkeiten bei der inhaltlichen Interpretation. Dies hängt damit zusammen, dass die Anwendung der Quotienten auf in situ Bodenbildungen ausgelegt sind, bei denen ein Neuauftrag von Detritus unterbleibt. Problemlos können sie auch in Faziesbereichen eingesetzt werden, in denen sich die geochemische Zusammensetzung der Sedimente postsedimentär sicher(!) nicht mehr verändert. In solchen Fällen spiegeln sie die präsedimentären Bedingungen im Einzugsgebiet wider (MACKERETH 1966). Bei Schwemmfächern handelt es sich dagegen um geochemisch offene Systeme, deren Sedimente in humiden Regionen auch postsedimentär geochemisch weiterentwickelt werden. So bleiben in den Arbeitsgebieten weder die Konzentration der Kationen (als K2O, Na2O, CaO, MgO) noch der Fe2O3/MnO-Quotient der Sedimente postsedimentär konstant. Deshalb kann zumeist nicht entschieden werden, welche Elementkonzentrationen und Quotienten auf präsedimentäre und welche auf post- sedimentäre Bedingungen zurückzuführen sind (MACKERETH 1966). Pedogene Eisenoxide zeigen, dass rezent Verwitterung in den Sedimenten stattfindet und stattgefunden hat. Die Zusammensetzung der Tonminerale als Verwitterungsneubildungen gibt jedoch keine Hinweise auf veränderte Bildungsbedingungen. Klimatische Umschwünge, die besonders im Wechsel zwischen ariden und humiden Bedingungen zu Umwandlungen oder Neubildung von Tonmineralen führen können (BIRKELAND 1984, SRIVASTAVA et al. 1998), waren in der Region während des Holozäns nicht intensiv genug und nicht von ausreichender Dauer, um Tonmineralumwandlungen hervorzurufen. Die in den Proben auftretenden Tonmineralassoziationen sind statt dessen aus den in den Einzugsgebieten anstehenden Sedimentgesteinen ererbt. Damit ist dieser Ansatz für die Fragestellung ungeeignet, solange nicht zwischen geogenen und pedogenen Tonmineralen unterschieden wird.
179 8 ZUSAMMENFASSUNG
Die Region Trier ist ein seit langem intensiv besiedelter Kulturraum, der durch die Eingriffe des Menschen in den Landschaftshaushalt spätestens bronzezeitlich in eine Kulturlandschaft umgewandelt war. In der vorliegenden Arbeit galt es, den anthropogenen und den Einfluss anderer physisch- geographischer Faktoren, vornehmlich des Klimas, auf den Landschaftshaushalt zu erfassen und unterschiedliche morphodynamische Prozessphasen während des Holozäns zu unterscheiden. Gegenstand der Untersuchungen waren Schwemmfächer und andere Sedimentkörper, die als korrelate Sedimentkörper der (Boden-)Erosion in den Einzugsgebieten betrachtet werden. Ausgewählt wurden solche Schwemmfächer, die am Ausgang kleiner, maximal 6 km² großer Einzugsgebiete liegen, um Einflüsse durch Fernwirkung zu minimieren. Mit Hilfe sedimentologisch-geochemischer Untersuchun- gen und archäologischer sowie 14C-Datierungen der Sedimente wurde der Zusammenhang zwischen dem Erosions- und Akkumulationsgeschehen auf den Schwemmfächern sowie der Landnutzungsintensität in den Einzugsgebieten und der klimatischen Entwicklung während des Holozäns untersucht. Der mensch- liche Einfluss in den Einzugsgebieten wurde über die archäologischen Funde abgeglichen, die in einem Fundstellenkataster des Rheinischen Landesmuseums Trier als punktuelle Daten digital für die Zeit- scheiben Vorgeschichte, römische Zeit, Mittelalter und Neuzeit vorliegen, sowie flächenhaft über die Landnutzung vor 200 Jahren, die in historischen Karten dargestellt ist. Der klimatische Einfluss wurde mangels ausreichender regionaler Datendichte über die bekannte überregionale Klimaentwicklung des Holozäns in Mitteleuropa abgeschätzt. Schwemmfächer sind dynamische Gebilde, in denen es durch die Aufarbeitung des Materials kleinräumig zu einem raschen Fazieswechsel kommt. Um so wichtiger war es, möglichst viele datierte Profile in die Untersuchung aufzunehmen. Auf diesem Wege konnten Aktivitätsphasen mit vorherrschender Material- akkumulation und Stabilitätsphasen, die durch Sedimentationsruhe und Humusanreicherungen gekenn- zeichnet sind, unterschieden werden. Die Teiluntersuchungsgebiete der Region haben während des Holozäns unterschiedliche Entwicklungen durchlaufen. In den Einzugsgebieten konnte vorgeschichtliche Bodenerosion nachgewiesen werden, die in der Region nicht synchron verlief. Weit verbreitet ist dagegen eine (früh-)römische Aktivitätsphase, die sich in die von LÖHR (2000) beschriebene frührömische Aktivitätsphase seit der zweiten Hälfte des 1. und dem 3. Jahrhundert AD eingliedert und auf die intensivierte Landnutzung zu dieser Zeit zurückzuführen ist. In Abhängigkeit vom Beginn intensivierter Landnutzung setzt diese Erosionsphase gebietsweise bereits spätlatènezeitlich ein. Ebenfalls weit verbreitet ist in der Region eine völkerwanderungszeitliche Stabilitätsphase, in der sich in Folge der demographischen Veränderungen nach dem Zusammenbruch des Römischen Reiches das morphodynamische System durch Regeneration der erosionshemmenden Vegetation trotz zunehmender Niederschläge wieder stabilisierte. Die frührömische Aktivitätsphase sowie die völkerwanderungszeitliche Stabilitätsphase lassen sich auch in anderen Arbeitsgebieten Mittel- europas nachweisen. So muss eine Korrelation der Prozessphasen mit dem klimatischen Verlauf während des Holozäns abgelehnt werden: zum einen ist eine deutliche Abhängigkeit der Morphodynamik von der jeweiligen Landnutzung zu erkennen, zum anderen verlaufen die Phasen entgegen der klimatischen Entwicklung Mitteleuropas, die während eines klimatischen „Optimums“ durch Stabilität und während eines klimatischen „Pessimums“ mit erhöhten Niederschlägen durch Aktivität gekennzeichnet sein müsste. Mittelalterliche Aktivitätsphasen konnten in vielen Einzugsgebieten durch entsprechende korre- late Sedimente nachgewiesen werden, die sich aufgrund fehlender Datierungen jedoch nicht in allen Fällen zeitlich genau fixieren ließen. Sie stellten aber ebenfalls eine Reaktion auf die veränderte Landnutzung zu einer Zeit dar, als die Wirtschaftsflächen unter erhöhtem Bevölkerungsdruck auf Grenzertragsstandorte ausgedehnt wurden. Die unterschiedlichen morphodynamischen Prozessphasen in den verschiedenen Einzugsgebieten haben ihren Ursprung in der lokalen anthropogenen Landnutzung in den betreffenden Einzugsgebieten in Kombination mit dem Witterungs- und Wettergeschehen, da die Niederschläge über die Abflussbildung die Morphodynamik besonders dann steuern, wenn anthropogen Freiflächen geschaf-
180 fen wurden. Die Bedeutung des Klimas mit seinen gemittelten Werten holozäner „Optima“ und „Pessima“ tritt dahinter für die morphodynamische Entwicklung der Region Trier zurück. Die Schwermetallgehalte von Nickel, Kupfer, Zink und Blei in den fossilen und rezenten Böden der Region sind stärker von lokalen als von globalen Faktoren beeinflusst, wie sie an Geoarchiven ohne eigenen geogenen background (grönländisches Inlandeis, Hochmoore) in Form eines römischen und mittelalter- lich-neuzeitlichen Konzentrationsanstieg nachgewiesen sind. In der Region treten erhöhte Anreicherungs- faktoren nur in solchen Profilen auf, in deren direkter Nähe während der entsprechenden Zeiten schwermetallhaltige Produkte verarbeitet und entsprechende Elemente emittiert wurden. Der Einsatz des Verwitterungsindex (K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3, der über die Hauptelemente in Mineralen unterschiedlicher Verwitterungsresistenz definiert wird, und des Quotienten Fe2O3/MnO, der von den Bodenfeuchteverhältnissen abhängig ist, ermöglicht in seltenen Fällen eine weitere Untergliede- rung makroskopisch homogener Sedimente. Ihre inhaltliche Interpretation wird jedoch durch die Tatsache eingeschränkt, dass es sich bei Schwemmfächern um offene Systeme handelt, bei denen in humiden Klimaten nicht entschieden werden kann, in wie weit die Verwitterung des Materials bereits präsedimentär im Einzugsgebiet stattgefunden hat und welchen Anteil die postsedimentärer Verwitterung hat. Die Tonmineralassoziation der untersuchten Sedimente ist von den Gesteinen der Einzugsgebieten ererbt und liefert damit keine Hinweise auf veränderte ökologische Bildungsbedingungen während des Holozäns.
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200 ANHANG
Anhang 1: Probennummern und Schichtzugehörigkeit 202 Anhang 2: 14C-Datierungsergebnisse 204 Anhang 3: Kornsummenkurven 207 Anhang 4: Legende der Profilzeichnungen 217
201 ANHANG 1: PROBENNUMMERN UND SCHICHTZUGEHÖRIGKEIT
202 ANHANG 1: PROBENNUMMERN UND SCHICHTZUGEHÖRIGKEIT
203 ANHANG 2: 14C-DATIERUNGSERGEBNISSE
204 ANHANG 2: 14C-DATIERUNGSERGEBNISSE
205 ANHANG 2: 14C-DATIERUNGSERGEBNISSE
206 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
207 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
208 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
209 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
210 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
211 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
212 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
213 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
214 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
215 ANHANG 3: KORNSUMMENKURVEN
216 ANHANG 4: LEGENDE DER PROFILZEICHNUNGEN
217 218 LEBENSLAUF
Name: Birgit Kausch Anschrift: In der Acht 6 54308 Langsur Geburtsdatum: 01. 01. 1972 Geburtsort: Konstanz Staatsangehörigkeit: deutsch Familienstand: ledig
Ausbildung und Promotion
11/2003 Promotion (Note: magna cum laude) Universität Trier, Fachbereich VI, Fach Physische Geographie Titel der Dissertation: „Geoarchäologische Untersuchungen an Schwemmfächern als korrelaten Sedimentkörpern holozäner Bodenerosion zur Erfassung morphodynamischer Prozessphasen und Schwermetallbelastungen in der Region Trier.“ 05/1998 Diplom (Note: sehr gut) Universität Trier, Fachbereich VI: Geographie/Geowissenschaften Titel der Diplomarbeit: „Sedimentologie einer holozänen Fließrinne in der west- lichen Elsteraue bei Zwenkau, Kreis Leipziger Land. Ein Beitrag zur Landschafts- geschichte Westsachsens.“ 04/1992 - 09/1998 Studium der Angewandten Physischen Geographie (Diplom) Universität Trier, Nebenfächer: Geologie und Fernerkundung 10/1991 - 03/1992 Studium der Mathematik (Diplom) Albert-Ludwigs-Universität Freiburg 06/1991 Abitur Wilhelm-Gymnasium Hamburg
Berufserfahrung seit 03/2006 Wissenschaftliche Mitarbeiterin, Universität Trier Fachbereich VI, Fach Physische Geographie 08/2003 - 03/2006 selbständig 07/1999 - 12/2002 Wissenschaftliche Mitarbeiterin, Universität Trier SFB 522 „Umwelt und Region“, Teilprojekt B10 „Umweltgeschichte“ 10/1998 – 07/1999 Wissenschaftliche Mitarbeiterin, Universität Trier Fachbereich VI, Fach Physische Geographie
219