Inhalt

BRUNNER, K.: Kartographie als Klimaarchiv – Meereis im Norden, vom Eis verschlossene Schiff spassa- gen und verstoßende Gletscher – alte Karten dokumentieren die »Kleine Eiszeit«...... 1-24 55. Band

MEYER, K.-D.: Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen und zu Korrelationsversuchen Eiszeitalter mit Nachbargebieten...... 25-42

WEYMANN, H.-J., FELDMANN, L. & BOMBIEN, H.: Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands – eine Zusammenfassung...... 43-63 LINK, A. & PREUSSER, F.: Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest- und Bayern) im Mittleren Würm...... 64-87

IRMLER, R. & SCHOLZ, H.: Belegt der Fund einer »Schieferkohle« die spätglaziale Vergletscherung der Immenstädter Nagelfl uhberge?...... 88-101 AKCAR, N. & SCHLÜCHTER, C.: Glacial Geology in Turkey – A Schematic Summary...... 102-121 Gegenwart LINDENAU, C.: Middle Pleistocene chiroterans (Mammalia) from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey)...... 122-148

KEHL, M., SARVATI, R., AHMADI, H., FRECHEN, M. & SKOWRONEK, A.: Loess paleosoil-sequences · Eiszeitalter und Gegenwart 2005 55. Band 2005 along a climatic gradient in Northern Iran...... 149-173

MENG, S. & WANSA, S.: Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns von Uichteritz im Markröhlitzer Tal (Lkr. Weißenfels/Sachsen-Anhalt)...... 174-214

RUDOLPH, A., LAURAT, T. & BERNHARDT, W.: Die altpaläolithischen Artefaktfunde von Uichteritz, Landkreis Weißenfels...... 215-226

Jahrbuch der Deutschen Quartärvereinigung e. V.

Schriftleitung: ERNST BRUNOTTE

Vertrieb: E. Schweizerbart´sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermiller) – Stuttgart ISSN 0424 - 7116 Lieferbare Bände von Deutsche Quartärvereinigung e.V. Eiszeitalter und Gegenwart Gegründet 1948 Stand 01/2004 Geschäftsstelle: 30655 Hannover, Stilleweg 2, Postfach 510153

www.deuqua.de Email: [email protected] Bankverbindungen: Postgiroamt Hannover, Konto-Nr. 45303-308, BLZ 25010030 Band-Nr. Jahr Verlagspreis Band-Nr. Jahr Verlagspreis Kreissparkasse Hannover, Konto-Nr. 2000806311, BLZ 25050299 6 1955 38,00 € 33 1983 38,00 € 7 1956 38,00 € 34 1984 40,00 € 11 1960 38,00 € 35 1985 40,00 € Vorstand 12 1962 38,00 € 36 1986 42,00 € 13 1962 38,00 € 37 1987 44,00 € (2003-2006) 14 1963 38,00 € 38 1988 44,00 € 15 1964 38,00 € 39 1989 44,00 € Präsident: Prof. Dr. C S, Bern 16 1965 38,00 € 40 1990 48,00 € Vizepräsidenten: Prof. Dr. J V, Amsterdam 17 1966 38,00 € 41 1991 48,00 € Prof. Dr. T L, Bonn 18 1967 vergriff en 42 1992 49,90 € 19 1968 38,00 € 43 1993 49,90 € Schriftleiter des Jahrbuchs: Prof. Dr. E B, Köln 20 1969 38,00 € 44 1994 49,90 € Schriftleitung der Nachrichten: Dr. F P, Bern 21 1970 38,00 € 45 1995 49,90 € Schatzmeister: Dr. J E, Hannover 22 1971 38,00 € 46 1996 49,90 € 23/24 1973 Doppelband 57,00 € 47 1997 49,90 € Archivar: PD Dr. H F, Wilhelmshaven 25 1974 38,00 € 48 1998 49,90 € 26 1975 38,00 € 49 1999 49,90 € 27 1976 38,00 € 50 2000 49,90 € Dem Vorstand gehören weiterhin an: Prof. Dr. M B, Berlin 28 1978 38,00 € 51 2002 49,90 € PD Dr. L F, Benningen am Neckar 29 1979 38,00 € 52 2003 54,00 € Prof. Dr. M F, Wien 30 1980 38,00 € 53 2003 54,00 € Dr. J R, Wien 31 1981 38,00 € 54 2004 54,00 € 32 1982 38,00 € 55 2005 54,00 € Dr. S W, Halle

Schriftleitungsausschuss/Editorial Board: K-E B, Wilhelmshaven E K, Uppsala (Schweden) H-R B, Kiel J P, Aarhus (Dänemark) A B, Kiel L R, Erlangen J E, Hamburg J V, Amsterdam (Niederlande) E J, Liège (Belgien) B Z, Bremen Aktuelle Liste auch unter http://www.schweizerbart.de/j/eiszeitalter-und-gegenwart Ermäßigte Preise für Mitglieder: W  K, Bonn Die Bände 11-33 (20 Bände ohne 17-18 und 29) werden an Mitglieder zum Preis von 10,- € pro Band abgegeben, bei Annahme Ordentliche Mitglieder zahlen einen Jahresbeitrag von 45,- €. Korporative Mitglieder zahlen 55,- €. Studenten, Rentner und andere aller 20 Bände reduziert sich der Preis auf 153,- €. Mitglieder ohne Einkommen können über die Geschäftsstelle formlos Ermäßigung beantragen. Die Bände 6-7, 17 und 29 sind ausschließlich zu beziehen über: Der Jahresbeitrag wird in Deutschland durch Einzugsermächtigung, von allen anderen Mitgliedern durch Überweisung bis 01.03 des E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermiller), Johannesstr. 3A, D-70176 Stuttgart. betreff enden Jahres auf eines der oben genannten Konten erbeten. Die Bände ab Nr. 34 kosten pro Stück 25,- € für Mitglieder. Bei Annahme der 10 Bände Nr. 34-43 reduziert sich der Preis auf Anmeldung neuer Mitglieder und Anfragen wegen fehlender Jahrbücher sind an die Geschäftsstelle in Hannover zu richten. 204,- €.

Schriftwechsel, der sich auf das Jahrbuch bezieht, an: Außerdem über die DEUQUA erhältlich: Prof. Dr. E B, Geographisches Institut der Universität, D-50923 Köln. E, L. & L, T. (1994): Das Quartär Mitteldeutschlands. Ein Leitfaden und Exkursionsführer mit einer Übersicht über das Ab Band 56: PD Dr. H F, ICBM Meeresstation, Schleusenstraße 1, D-26382 Wilhelmshaven, Präquartär des Saale-Elbe-Gebietes. -458 S., 174 Abb., 46 Taf., 22 Tab.; Altenburg. [email protected] Preis 43,- € (Restaufl age). Bestellung an Deutsche Quartärvereinigung e.V., Stilleweg 2, 30655 Hannover. Das Titelbild zeigt den Vorstoß des Vernagtferners in den Ötztaler Alpen von 1601 in einer zeitgenössischen handgemalten Augen- scheinkarte: die Zunge des Gletschers stößt bis zum Gegenhang vor, als Folge bildete sich ein Eisstausee, der die Gletscherabfl üsse der Von den vergriff enen Bänden sind die Nr. 1-5 sowie 8 und 10 als Nachdruck zu beziehen bei: südwestlich gelegenen Gletscher staute. Nach dem Ausbrechen des Eisstausees kam es zu einer Flutkatastrophe; dies wiederholte sich Firma Zwets und Zeltinger, Heereweg 347, P.O. Box 80, NL-2160 SZ Lisse 1678 und 1681, sowie letztmals 1850. Mitglieder-Preis 28,-€. Eiszeitalter und Gegenwart

Jahrbuch der Deutschen Quartärvereinigung e. V.

55. Band

mit 102 Abbildungen, 15 Tabellen und einer Tafel

Herausgeber und Verlag: Deutsche Quartärvereinigung e. V. Hannover

Schriftleitung: E R N S T BRUNOTTE

Vertrieb: E. Schweizerbart´sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermiller) – Stuttgart

2005 Inhaltsverzeichnis

BRUNNER, K.: Kartographie als Klimaarchiv AKCAR, N. & SCHLÜCHTER, C.: Glacial Ge- – Meereis im Norden, vom Eis verschlossene ology in Turkey – A Schematic Summary.... 102-121 Schiff spassagen und verstoßende Gletscher – alte Karten dokumentieren die »Kleine Eis- LINDENAU, C.: Middle Pleistocene chiro- zeit«...... 1-24 terans (Mammalia) from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey)...... 122-148 MEYER, K.-D.: Zur Stratigraphie des Saale- Glazials in Niedersachsen und zu Korrelati- KEHL, M., SARVATI, R., AHMADI, H., FRE- onsversuchen mit Nachbargebieten...... 25-42 CHEN, M. & SKOWRONEK, A.: Loess pale- osoil-sequences along a climatic gradient WEYMANN, H.-J., FELDMANN, L. & BOM- in Northern Iran...... 149-173 BIEN, H.: Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands – eine Zusammenfassung...... 43-63 MENG, S. & WANSA, S.: Lithologie, Strati- graphie und Paläoökologie des Mittelpleis- LINK, A. & PREUSSER, F.: Hinweise auf eine tozäns von Uichteritz im Markröhlitzer Vergletscherung des Kemptener Beckens Tal (Lkr. Weißenfels/Sachsen-Anhalt)...... 174-214 (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm...... 64-87 RUDOLPH, A., LAURAT, T. & BERNHARDT, IRMLER, R. & SCHOLZ, H.: Belegt der Fund W.: Die altpaläolithischen Artefaktfunde einer »Schieferkohle« die spätglaziale Ver- von Uichteritz, Landkreis Weißenfels...... 215-226 gletscherung der Immenstädter Nagelfl uh- berge?...... 88-101 Liebe DEUQUA-Mitglieder und Leser von Eiszeitalter und Gegenwart, es erreichen uns immer wieder Stellungnahmen und Kritiken zu einzelnen Aufsätzen. Wir möchten anregen, dass Sie Eiszeitalter und Gegenwart als Diskussionsforum verstehen und uns ihre Meinung oder Gegendarstellung als druckfertiges Manuskript zur Veröffentlichung zusenden. Zuschriften und Manuskripte bezüglich wissenschaftlicher Aufsätze fertigen Sie bitte entsprechend der ´Hinweise für den Verfasser wissenschaftlicher Beiträge´ an (s. Ende dieses Heftes) und senden Sie an den Schriftleiter von „Eiszeitalter und Gegenwart“: Prof. Dr. ERNST BRUNOTTE, Geographisches Institut der Universität, D-50923 Köln [Straßenangabe entfällt]. E-mail: [email protected] Ab Heft 56: PD Dr. HOLGER FREUND, ICBM Meeresstation, Schleusenstraße 1, D-26382 Wilhelmshaven, E-mail: [email protected]

ISSN 024-7116 © Deutsche Quartärvereinigung e.V. Hannover Schriftleitung: E. BRUNOTTE Für den Inhalt der Arbeiten sind die Verfasser allein verantwortlich. Gesamtherstellung: Papierfl ieger Offsetdruck GmbH 38678 Clausthal-Zellerfeld · papierfl [email protected] 1-24 Eiszeitalter und Gegenwart 55 Hannover 2005 22 Abb.

Kartographie als Klimaarchiv Meereis im Norden, vom Eis verschlossene Schiffspassagen und vorstoßende Gletscher

K B*)

Keywords: climate history, history of cartography, Abstract: In the 15th century Tabulae modernae and art history, Latin Ptolemy-Editions, manuscript world maps of Latin Ptolemy-Editions refer to sea maps, regional maps, proxidates, climate change, ice in Northern Europe. At the beginning of the 17th little ice age, sea ice, glaciers, viticulture. century the search for a northwest passage to Asia fails. Th e medieval warm period has ended and only Kurzfassung: Im 15. Jh. weisen Tabulae modernae in about 1850 – at the end of the “little ice age” – this und Weltkarten lateinischer Ptolemäus-Ausgaben passage is passable. auf Meereis in Nordeuropa hin. Zu Beginn des Th e climate change in the early modern times has 17. Jh. scheitert die Suche nach einer Nordwestpas- also been documented by season paintings since the sage nach Asien. Das Mittelalterliche Klimaoptimum Middle Ages and manuscript maps (tyberiades) from ist zu Ende gegangen und erst um 1850 - am Ende 1500 onwards.Th e latter document repeatedly the der „Kleinen Eiszeit“ - ist diese Passage befahrbar. termination of viticulture and the partly disastrous Den Klimawandel in der Frühen Neuzeit belegen advance of the Alpine glaciers. Th e glacier high con- auch Jahreszeitenbilder seit dem Mittelalter und ditions in the 17th century and those at the end of Augenscheinkarten ab 1500. Letztere dokumentieren the 18th century are recorded extensively in maps and mehrfach die Einstellung von Weinbau und das zum vedutes. From 1565 on Pieter Brueghel paints winter Teil katastrophale Vorrücken der Alpengletscher. Die pictures and in the entire 17th century Flemish and Gletscherhochstände des 17. Jh. und jener am Ende Dutch artists create sceneries of snow and ice. At the des 18. Jh. sind umfangreich in Karten und Veduten beginning of the 19th century Caspar David Friedrich festgehalten. Ab 1565 malt Pieter Brueghel Winter- paints remarkable pictures of ice. In the middle of the bilder und im gesamten 17. Jh. gestalten fl ämische 19th century the fi rst glacier maps emerge, they record und holländische Künstler Landschaften mit Schnee thereby unintentionally the last high conditions of the und Eis. Zu Beginn des 19. Jh. malt Caspar David Alpine glaciers. From 1880 on exact mapping starts, Friedrich bemerkenswerte Bilder mit Eis. In der which documents the retreat of the Alpine glaciers. Mitte des 19. Jh. entstehen erste Gletscherkarten, sie halten dabei unbeabsichtigt den letzten Hochstand der Alpengletscher fest. Ab 1880 beginnen genaue Kartierungen, welche den Rückzug der Alpenglet- 1 Einführung scher dokumentieren.

[Cartography as a climate archive] Für die Zeit vor der Nutzung von Instrumenten zur Messung von Klimawerten liefern Phänolo- gien und Ernteergebnisse sowie Chroniken und *Anschrift des Verfassers: Prof. Dr.-Ing. K Berichte über Dürren und Hochwasser wichtige B, Lehrstuhl für Kartographie und Topo- Quellen zur Klimageschichte. Auch Daten über graphie, Universität der Bundeswehr München, zugefrorene Gewässer und Gletschervorstöße D-85577 Neubiberg; Email: kurt.brunner@unibw- usw. sind wichtige indirekte Daten zum Nach- muenchen.de weis der Klimavariabilität. 2 KURT BRUNNER

Solche indirekten Daten können auch alte Kar- auch von Nordeuropa. Diese Nordeuropa-Dar- ten, sowie Landschaftsbilder und Druckgraphik stellungen als Tabulae modernae sind im Folgen- mit Darstellungen von Eis und winterlicher den von Bedeutung (B 1994). Eine erste Kälte mit Schnee bringen. Diese Proxidaten derartige Karte fi ndet sich im Codex Nanceanus können für die vergangenen sechs Jahrhunderte latinus vom Jahre 1427; sie basiert auf einer das Klimageschehen während der Kleinen Eiszeit Koordinatenliste des dänischen Kartographen belegen. Kartographie, aber auch Malkunst und Claudius Clavus (N 1889). Abbil- Graphik illustrieren somit Klimageschichte, was dung 1 zeigt die linke Hälfte einer Nachzeich- von Klimahistorikern und der Kartographie- nung aus N (1889). Im Norden und Kunstgeschichte bisher nicht oder allenfalls von Grönland fi ndet sich nördlich von Island der marginal zur Kenntnis genommen wurde. Kartenname Mare Congelatum, also Eismeer.

2 Ptolemäus-Handschriften Klaudius Ptolemaios

Klaudius Ptolemaios (Claudius Ptolemäus) schuf 150 n. Chr. mit der Geographike Hyphege- si eine erste umfassende Erdbeschreibung. Die Geographike Hyphegesis bestand aus Anweisun- gen zur Herstellung von Karten, Positionsta- bellen mit rund 8000 Punkten und schließlich Karten, darunter eine Weltkarte (S-   und 2000). Von Bedeutung ist, dass die Geographike Hyphegesis des Klaudius Pto- lemaios im Klimaoptimum der Römerzeit ent- stand. Dieses Werk erfuhr um 1300 in Byzanz eine Wiederbelebung, die zu mehreren wichti- gen Abschriften führte. Von etwa 1400 an ge- langten Ptolemäus-Handschriften über Italien in den Westen.

Lateinische Abschriften

Ab Beginn des 15. Jh. wurden diese griechischen Abb. 1: Nordeuropa-Karte des Claudius Clavus Codizes ins Lateinische übersetzt, wo sie unter im Codex Nanceanus latinus 441 von 1427 der Bi- den Titeln Geographia oder Cosmographia Ver- bliothèque Municipale Nancy. Nachzeichnung aus breitung fanden. Einigen dieser lateinischen Pto- N (1889) lemäus-Handschriften wurden bereits frühzeitig Fig. 1: Map of Northern Europe by Claudius Clavus Tabulae modernae beigefügt; diese Kartenblätter in the Codex Nanceanus latinus 441 of 1427 of the beinhalteten zeitgenössische geographische Bibliothèque Municipale Nancy. Copied from N- Kenntnisse von Palästina, Spanien, Italien, aber  (1889) Kartographie als Klimaarchiv 3

Eine zweite Version einer Nordeuropa-Karte der Kartenname Mare Congelatum fi ndet sich mit einer realistischeren Wiedergabe Nordeu- diesmal östlich von Island angeordnet. Abb. 2 ropas vermittelt zunächst 1467 die Tabulae mo- zeigt einen Nachstich dieser Manuskriptkarte dernae im Codex Zamoyskianus latinus. Hier tritt aus dem Jahre 1507. neben dem östlich von Grönland angeordneten Wichtiger ist aber, dass im letzten Viertel des Kartennamen Mare Congelatum noch Mare 15. Jh. einige Weltkarten eine Ergänzung für quot frequent congelatur am Kartenrand westlich Nordeuropa erhielten. Dort wo die Ökumene, von Grönland hinzu. Eine Nordeuropa-Karte die bekannte Welt der Antike und somit die im Codex Florentinus Laurentianus Plut. XXX, Weltkarten bei der sagenhaften Insel Th ule 3 und jene der in Zeitz verwahrten Ptolemäus- enden, fi ndet sich eine Überzeichnung für den Handschrift von 1470, dem Codex Zeitzianus Eintrag Nordeuropas. Diese Überzeichnung latinus Hist. fol. 497, stimmen mit dieser weit- fi el im Codex Zamoyskianus von 1467 noch gehend überein. Gleichfalls in Deutschland und sehr zaghaft aus. In der Weltkarte des Codex zwar auf Schloss Wolfegg, wird der Codex Wol- Wolfeggianus von 1474 geschieht dies deutli- feggianus von 1474 verwahrt. Die Nordeuropa- cher. Der Kartenname mare glaciale und die Karte dieser Handschrift ist anders gestaltet, Insel glacialis weisen deutlich auf Meereis im

Abb. 2: Nordeuropa-Karte im Codex Wolfeggianus latinus von 1474 in einem Kupferstich von 1507

Fig. 2: Map of Northern Europe in the Codex Wolfeggianus latinus of 1474 in a copperprint of 1507 4 KURT BRUNNER

Norden hin. Abbildung 3 gibt einen Ausschnitt Eine griechische Handschrift aus der Weltkarte der Ulmer Ptolemäusausgabe von 1482 wieder; die Holzschnitte dieser Ptole- Lediglich eine griechische Handschrift aus der mäus-Ausgabe hatten den Codex Wolfeggianus als Mitte des 14. Jh., der Codex Florentinus Lauren- Vorlage. Diese frühen Drucke der ptolemäischen tianus graecus Plut. XXXVIII, bringt einen Hin- Kartographie führten zur starken Verbreitung der weis auf Meereis im Norden. Diese Handschrift Kartennamen mare congelatum und mare glaciale. stellte eine Neuerung dar, denn sie beinhaltet Man fi ndet diese Kartennamen bis ins 18. Jh. statt der üblichen 26 nun 64 Länderkarten in Von großer Bedeutung ist nun, dass diese Hin- kleinerem Format. weise auf Meereis in den Tabulae modernae mit Ihr Zeichner dürfte im Gegensatz zu gängigen Nordeuropa und in den Überzeichnungen der Abschriften auch ältere griechische und römi- Weltkarten nicht von den griechischen Vorlagen sche Aufzeichnungen genutzt haben. Wahr- herrühren; sie beruhen vielmehr auf zeitgenössi- scheinlich auch jene von Pytheas von Massalia, schen Informationen: man wusste von der Auf- der um 320 v. Chr. eine umfangreiche Nord- gabe von Siedlungen in Südgrönland im frühen landreise (oder auch mehrere) tätigte und von 15. Jh.; diese Siedlungen waren um die erste Jahr- Meereis berichtete (M 2003). In tausendwende während der Mittelalterlichen Kli- der Karte 1 dieser Handschrift, der Hibernia- magunst (etwa 800 bis 1300) von den Wikingern Karte (Irland-Karte), steht ein griechischer Text gegründet worden. Man wusste von Eis, welches (Okeanos Hyperboreios ...), der mit „Hyperbore- Fahrten nach Island erschwerte. Die Kleine Eiszeit ischer Ozean, welcher auch gefrorener genannt (etwa 1350 bis 1850) hatte begonnen. wird“ übersetzt werden kann. Die antiken Quellen von Pytheas stammen aus der Zeit um 300 v. Chr., hier herrschte eine kalte Periode. Diesem Codex folgen noch weitere vier grie- chische Handschriften im kleinen Format, in diesen tritt der Hinweis auf Meereis im Norden jedoch nicht auf. Diese Ptolemäus-Ausgaben dokumentieren somit das geographische Wissen über das Eu- ropäische Nordmeer in drei Klimaepochen: für das 2. und das 15. nachchristliche Jahrhundert sowie möglicherweise für das 4. vorchristliche Jahrhundert. Meereis im Norden war also um 300 v. Chr. und am Ende des 15. Jh. bekannt, um 150 n. Chr. off ensichtlich nicht.

Abb. 3: Ausschnitt aus der Weltkarte mit einer Über- 3 Die Suche nach einer Nordwestpassage zeichnung für Nordeuropa der gedruckten Ulmer und ihr Niederschlag in Karten Ptolemäus-Ausgabe von 1482

Fig. 3: Section of the world map with a over- Nach der Erkenntnis, dass Columbus nicht Chi- subscription for Northern Europe of the printed na, sondern einen neuen Kontinent entdeckt Ptolemäus-Editon, Ulm 1482 hatte, folgten sofort Versuche, diesen Kontinent Kartographie als Klimaarchiv 5 zu umschiff en, um so nach China zu gelangen. Erste Fahrten Bereits 1519 fand Ferdinand Magellan mit der nach ihm benannten Magellanstraße eine Süd- Achtzig Jahre nach John Cabot drang auf der westpassage für einen Seeweg zum Pazifi schen Suche nach einer Nordwestpassage ab 1576 Ozean und nach China (Abb. 4), die ihm als Martin Frobisher, der legendäre Seeheld der Ersten eine Weltumsegelung ermöglichte. John englischen Königin Elisabeth I., bis 63° vor, er Cabot erreichte um 1497 bei einem ersten Ver- erreichte den Süden der Baffi n-Insel. Obwohl such, über den Norden in den Orient zu gelan- die Reise nicht weit nach Norden führte, kam gen, lediglich Neufundland. Von einer zweiten Frobisher mit Treibeis in Berührung, was zeit- Erkundungsreise kehrte er nicht zurück. genössische Abbildungen illustrieren (McG Sicherlich waren es auch Karten, die Seefahrer 2001). Bereits in einer Weltkarte von James und ihre Finanziers eine Nordwestpassage, Beare vom Jahre 1578, die sehr an die Welt- einen Seeweg zwischen dem Atlantischen und karte von Abraham Ortelius von 1570 (Abb. 4) dem Pazifi schen Ozean, suchen ließen. Neben erinnert, ist zwischen Nordamerika und einer anderen lässt etwa die Weltkarte Typus orbis ter- der „Polarinseln“ die Beschriftung Frobußhers rarum im Th eatrum orbis terrarum von Abraham Straightes angeordnet (Abb. 5). Ortelius von 1570 (Abb. 4) südlich der legendä- Ab 1585 suchte der englische Seefahrer John Da- ren vier „Polarinseln“ sowohl eine Nordwest- als vis eine nordwestliche Durchfahrt und erreichte auch eine Nordostpassage möglich erscheinen. zunächst den Polarkreis und 1587 eine Breite

Abb. 4: Weltkarte im Th eatrum orbis terrarum von Abraham Ortelius von 1570

Fig. 4: World map in the Th eatrum orbis terrarum by Abraham Ortelius of 1570 6 KURT BRUNNER von knapp 73°. Davis entwickelte neue Naviga- ße befi ndliche Baffi nbai sind nach William tionsmethoden, worüber er mehrere Buchwerke Baffi n benannt; er war ab 1612 auf der Suche verfasste; nach ihm ist auch die Straße zwischen nach einer nordwestlichen Durchfahrt. 1616 Grönland und der Baffi n-Insel benannt. Dies segelte er über die Davisstraße zur Baffi nbai bis zeigt bereits 1595 die (zweite) Nordpolarkarte zum Eingang des Smith-Sunds bei 79° Breite; Eis (Septentrionalium Terrarum descriptio) von Ger- hinderte ihn an der Weiterfahrt. Henry Hudson hard Mercator im posthum erschienenen Atlas fuhr bei der Suche nach einer Nordwestpassage sive Cosmographicae (Abb. 6). Der Kartenname durch die nach ihm benannte Meeresstraße Fretum Davis ist zwischen Grönland und einer in die Hudsonbai, wo sein Schiff Discovery nordamerikanischen Landmasse angeordnet. im Eis festsaß; nach einer Meuterei wurde er Die Südspitze Grönlands ist durch eine Fre- 1611 ausgesetzt. Danach verschwand für zwei tum Frobußher (Frobisherstraße) vom übrigen Jahrhunderte die Nordwestpassage aus der Grönland abgetrennt; hier sollte sie bis in die Entdeckungsgeschichte; Grönland und Island Kartographie des 18. Jh. verbleiben. wurden zunehmend von Packeis umschlossen; Diese zweite Nordpolarkarte Mercators stellt die Kleine Eiszeit verhinderte Fahrten in Rich- genauso wie die erste, die 1569 als Nebenkarte tung Norden und Nordwesten. Zu vermerken einer Weltkarte erschien, die vier mythischen, ist jedoch, dass 1778 James Cook bei seiner von euripi (Meeresengen) getrennten, bis 75° dritten und letzten Reise in der Beringstraße in Richtung Süden reichenden Polarinseln dar. 70° Nord erreichte, wo ihm Eismassen den Weg In der Mitte der Inseln ragt der Nordpol als nach Norden versperrten. schwarzer Fels auf (Z 1978). Die Baffi n-Insel und die nördlich der Davisstra-

Abb. 5: Weltkarte von James Beare von 1578

Fig. 5: World map by James Beare of 1578 Kartographie als Klimaarchiv 7

Abb. 6: Nordpolarkarte Septentrionalium Terrarum descriptio von Gerhard Mercator von 1595

Fig. 6: North pole map Septentrionalium Terrarum descriptio by Gerhard Mercator of 1595

Der Niederschlag in Atlanten (K 1997/2000, W 1982). In der Hemisphären-Weltkarte der Mercator- Die Suche nach einer Nordwestpassage und Atlanten von 1595 bis 1630 beinhalten beide ihr Scheitern infolge Eisbedeckung sind in den Hemispären noch die mythischen Polarinseln, Weltkarten und den Karten des Nordpolarge- die südlich davon durchaus Passagen erwarten bietes der Atlanten des 17. Jh. aufschlussreich lassen. Auch die Weltkarte in Mercator-Projekti- dokumentiert. Dies soll zunächst am Beispiel on Nova totius Terrarum orbis Geographica ac Hy- der ab 1621 erschienenen Mercator Atlanten drographica Tabula, die sich von 1630 bis 1645 in von Henricus Hondius, sowie an Atlanten von Mercator-Atlanten zumeist fi ndet, stimmt noch Willem Janszoon Blaeu ab 1630 gezeigt werden optimistisch: diese rechteckige Karte bringt eine 8 KURT BRUNNER

Abb. 7: Ausschnitt aus der Weltkarte Nova totius Terrarum orbis Geographica ac Hydrographica Tabula im Atlas Novus von 1636 von Mercator-Hondius

Fig. 7: Section of the world map Nova totius Terrarum orbis Geographica ac Hydrographica Tabula in the Atlas Novus of 1636 by Mercator-Hondius nach Nordwesten hin off ene Meeresstraße mit Atlanten häufi g eine andere Weltkarte. Diese der Bezeichnung Fretum Davis; darüber sind die gleichfalls mit Nova totius Terrarum orbis Ge- Texte Mare congelatum und 1585/1586 et 1587 ographica ac Hydrographica Tabula bezeichnete .... von Davis erreicht angeordnet (Abb. 7). Diese Weltkarte bringt mit ihren beiden Hemisphä- Weltkarte ist mit der gleichfalls mit Nova totius ren eine wenig realistisch dargestellte Polarre- Terrarum orbis Geographica ac Hydrographica gion. Die westliche Hemisphäre lässt nun aber Tabula betitelten Weltkarte im Atlas von Willem keine Passage mehr nach Nordwesten erkennen, Janszoon Blaeu weitgehend identisch, lediglich eine Buttons Bay öff net sich nach Süden. die beiden Texte nördlich der Fretum Davis feh- Von 1630 an beinhalten die Mercator Atlanten len. In beiden Weltkarten lädt die Öff nung nach rund zwanzig Jahre lang die Nordpolarkarte Poli Norden (Fretum Davis) zur Weiterfahrt nach Arctici et circumiacentium Terrarum descriptio no- Nordwesten ein. vissi. Diese Karte (Abb. 8) bringt deutlich andere Ab 1631 (bis 1675) beinhalten die Mercator- Inhalte als die Weltkarte in Mercator-Projektion Kartographie als Klimaarchiv 9

Abb. 8: Ausschnitt aus der Nordpolarkarte Poli Arctici im Atlas Novus von 1636 von Mercator-Hondius

Fig. 8: Section of the North pole map Poli Arctici in the Atlas Novus of 1636 by Mercator-Hondius

(Abb. 7); ihre Aussage ist jener der letztgenann- doch südlich des Kartennamens Hudson Bay eine ten Hemisphären-Weltkarte ähnlich. Im Norden schmale Durchfahrt nach Süden eingetragen. tritt bei 79° Breite der Kartenname Baffi ns Bay Die rechteckige Nordpolarkarte Regiones sub auf; die Baffi ns Bay und die nicht reale Buttons polo arctico im Blaeu-Atlas ab 1635 bringt nur Bay lassen kein Durchkommen nach Norden einen Ausschnitt der Region; die Küstenverläufe oder Westen erwarten. Bei 300° östl. Länge ist je- östlich Grönlands sind etwas anders als im Mer- 10 KURT BRUNNER cator-Atlas und gleichfalls unrealistisch. Bemer- von John Franklin der missglückte Versuch der kenswert ist, dass hier die schmale Durchfahrt Durchfahrt durch den kanadischen Archipel. nach Süden der Karte Poli Arctici nun eine ge- Bei der Suche nach Überlebenden konnte nun schlossene Bucht bei 290° Länge ist. Nun sind die Existenz der Nordwestpassage nachgewiesen also sämtliche Durchfahrten verschlossen. Eine werden. Robert McClure gelang der Nachweis Wandkarte der British Library von Joan Blaeu dieser Durchfahrt: er erreichte die arktischen vom Jahre 1659 – welche, um 90° gedreht, das Gewässer vom Osten her durch die Beringstraße gesamte Nordpolargebiet abbildet - bringt ähn- bis Banks Island. Doch das Schiff fror im Eis fest, liche Inhalte (S 1984). die Mannschaft wurde erst drei Jahre danach In der Weltkarte im Atlas Nova totius terrarum durch Rettungstrupps per Schlitten befreit. Am orbis - wiederum in Mercator-Projektion - von Ende der Kleinen Eiszeit ist die Nordwestpassage Claes Visscher lässt die Bucht nördlich der Da- passierbar, aber erst der Norweger Roald Am- vis Straße - beschriftet mit Mare Congelatum undson befuhr die gesamte Route. Diese Fahrten - keine Weiterfahrt nach Westen oder Norden brachten einen enormen Zuwachs an Kenntnis erwarten. Dieser Atlas erschien von 1636 bis der nordamerikanischen Inselwelt; dies lässt sich 1652. Ab 1658 erscheint im Blaeuschen Offi zin bestens in den Atlanten der ersten Hälfte des 19. in Amsterdam der umfangreiche Atlas Maior. Jh. nachvollziehen; so etwa an Stieler’s Handat- Die Weltkarte Nova et accuratissime totius ter- las, der ab 1817 in Gotha erschien. rarun orbis tabula ist nun in zwei Hemisphären Die Suche nach der Nordwestpassage zeigt ausgeführt. In der westlichen Hemisphäre zeigt deutlich die Klimavariabilität der vergangenen die Karte eine verschlossene Nordwestpassage, fünfhundert Jahre, dies fi ndet sich aber weder ähnlich wie in der Weltkarte von Visscher und in Geschichtsbüchern, noch wird es von der der Nordpolarkarte von Blaeu. Klimageschichte beachtet.

Erreichen der Nordwestpassage 4 Jahreszeitenbilder Ab 1819 begann erneut die Suche nach der Nordwestpassage mit einer Reihe von briti- Jahreszeitenbilder in Weltkarten schen Expeditionen, nachdem die britische Ad- des 17. Jahrhunderts miralität eine hohe Prämie ausgesetzt hatte. Die gegen Napoleon so erfolgreiche Britische Flotte In den Atlanten des 17. Jh. fi nden sich bei scheiterte aber zunächst kläglich. Zuerst erhielt Weltkarten am Kartenrand häufi g allegorische William Edward Parry den Auftrag, die Nord- Darstellungen, so auch jene der Jahreszeiten; westpassage zu fi nden. Bei seiner ersten Fahrt dies ist klimahistorisch von Interesse, wurde 1819 wurde er durch Packeis zur Rückkehr ge- aber bisher nicht beachtet. zwungen. Bei seiner zweiten Reise 1821-1823 In den oben beschriebenen rechteckigen Welt- erreichte er 110° westlicher Länge. Seine Auf- karten Nova totius Terrarum orbis der Mercator- gabe, die Nordwestpassage zu fi nden, erfüllte er Atlanten und von Willem Janszoon Blaeu sind nicht, jedoch entschleierte er umfangreich die am rechten Kartenrand Jahreszeiten mit sym- arktische Inselwelt Nordamerikas. bolhaften Figuren angeordnet: unten ist mit der Nach mehreren Versuchen von John Ross und Beschriftung Hyems ein alter Mann dargestellt, David Buchan, die bis zu einer Breite von 80° der sich an einem dampfenden Behälter wärmt. kamen, erfolgte 1845-1848 unter der Leitung In der gleichfalls beschriebenen, aus den beiden Kartographie als Klimaarchiv 11

Hemisphären bestehenden Weltkarte Nova et Mittelalterliche Jahreszeiten- und Monatsbilder accuratissime totius terrarun orbis tabula, die ab 1658 im Atlas Maior von Johannes Blaeu Jahreszeiten-, aber auch Monatsbilder sind seit erscheint, sind Jahreszeitendarstellungen unter- frühchristlicher Zeit repräsentative Darstellun- halb der Hemisphären zu fi nden. Symbolhaft gen, die durch Symbole und Attribute ausge- für den Winter ist wiederum ein alter Mann drückt werden. Jahreszeitenbilder fi nden sich in vorzufi nden: diesmal wärmt er sich auf einem Handschriften als Kalender und Stundenbücher von Federvieh gezogenen Wagen an einem Feu- (Gebetsbücher); aber auch Wandmalereien bein- er in einem topfartigen Behälter. Am unteren halten solche Darstellungen (S-W- rechten Kartenzwickel einer gleichfalls aus den  1999). Die Winterbilder beinhalten beiden Hemisphären bestehenden Weltkarte in karolingischer Zeit meist symbolische Attri- von Clement de Jonghe vom Jahre 1664 sitzt bute wie Jagdszenen, das Schlachten von Tieren ein alter Mann am Tisch und wärmt sich am sowie Festmahlszenen. Seltener ist, dass sich ein off enen Feuer; im Hintergrund fi nden Eisver- Mann am off enen Feuer wärmt. Im Hochmit- gnügen statt (Abb. 9). Diese allegorischen Dar- telalter bleiben solche Schlacht- und Jagdszenen stellungen für den Winter sind nicht neu, sie vorherrschend; aber auch Darstellungen eines haben ihren Ursprung in frühchristlicher Zeit herrschaftlichen Festmahls treten auf. Wir befi n- und antiken Illustrationen. den uns noch im Mittelalterlichen Klimaoptimum des Zeitabschnitts von etwa 800 bis 1300. Zwischen 1350 und 1450 blühte die Herstel- lung von Monatsdarstellungen und zu Beginn des 15. Jh. treten schlagartig und unabhängig voneinander Winterbilder mit realistischen Darstellungen von Schnee auf (B 2002a und 2003). Die prächtigen Wandmalereien im Torre Aquila des Castello del Buon Consiglio in Trient, die um 1415 entstanden, beinhalten elf Monatsbilder. Das Januarbild zeigt vor einer Schlosskulisse eine Schneeballschlacht. Das Stundenbuch des Herzogs Jean de Berry, die Très Riches Heures, begonnen 1413 von den Gebrüdern Limburg und 1485 fertiggestellt, vermittelt als Februarbild eine Winterdarstel- lung eines Bauernhofs. Im Vordergrund dieser Handschrift wärmen sich Personen am Feuer, im Hintergrund ist umfangreich und beachtlich realistisch wohl erstmals eine verschneite Win- terlandschaft wiedergegeben. Abb. 9: Allegorische Darstellung des Winters in Bemerkenswert ist, dass diese ersten Monatsbil- der Weltkarte Nova totius terrarum von Clement de Jonghe von 1664. Im Hintergrund Eisvergnügen der mit Schnee am Anfang der Kleinen Eiszeit entstehen. Fig 9: Allegoric representation of winter in the world map Nova totius terrarum by Clement de Jonghe of 1664. In the background pleasure on the ice 12 KURT BRUNNER

5 Augenschein- und Regionalkarten So zeigt ein Filstalpanorama zwischen Eislingen und der Burg Hohenstaufen einen Weinberg Zu Beginn des 16. Jh. treten zwei neue, recht (Abb. 10). Diese aquarellierte Tuschezeichnung unterschiedliche Typen von Karten auf: Augen- entstand anlässlich eines Streites zwischen schein- und Regionalkarten. Augenscheinkarten der Reichsstadt Ulm und dem Herzogtum sind handgezeichnete bzw. gemalte Karten, wel- Württemberg 1534/35 (O 1961). Der che bei Rechtsstreitigkeiten, aber auch bei unge- Weinanbau wurde hier an der Westseite der wöhnlichen Naturereignissen für Gerichts- und Schwäbischen Alb knapp hundert Jahre später Verwaltungsakten gefertigt wurden. Diese Ma- eingestellt, was im Historischen Atlas von Baden- nuskriptkarten werden als archivalische Karten Württemberg ausgewiesen ist; demnach fand hier in Archiven verwahrt (N 2002). Unter lediglich von 1300 bis 1624 Weinbau statt. Regionalkarten (auch Territorialkarten) versteht In Altbaiern gab es bis zum 16. Jh. nahe der man gedruckte Karten, die auf originären Auf- Stadt Neuburg an der Donau - nördlich von nahmen beruhen. Sie wurden von Landesherren Donau und Altmühl -, bei Kelheim und in Auftrag gegeben, aber auch von Gelehrten nordöstlich von Regensburg Weinbau, was selbständig ausgeführt. Sowohl Augenschein- als Augenscheinkarten beweisen. Die Weinberge auch gedruckte Regionalkarten halten regional wurden danach zumeist im Dreißigjährigen das Ende von Weinbau im 16. Jh. sowie Vorstöße Krieg zerstört; die Klimaungunst der Kleinen von Alpengletschern ab 1600 fest. Eiszeit verhinderte ein Wiederanlegen. In den Inhaltsbeschreibungen von Augenscheinkarten des 16. Jh. im Bayerischen Hauptstaatsarchiv Früherer Weinanbau in Augenscheinkarten (K 1973) werden überraschend häufi g Weinberge vermerkt. Hier besteht deutlich For- Für Süddeutschland dokumentieren einige Au- schungsbedarf. genscheinkarten des 16. Jh. Weinanbau, der dann am Ende einer milden Phase der Kleinen Eiszeit im selben Jahrhundert zum Erliegen kam.

Abb. 10: Filstalpanorama von 1534/35 mit einem Weinberg zwischen Eislingen und der Burg Hohenstaufen

Fig. 10: Filstal panorama of 1535/35 with a wineyard beetween Eislingen and Hohenstaufen Castle Kartographie als Klimaarchiv 13

Weinbau in den Bairischen Oberpfalz abdeckt, handelt es sich ausschließlich Landtafeln von 1568 um Gebiete, in denen seit dem Dreißigjährigen Krieg zunächst kein Weinanbau mehr stattfand. In den Regionalkarten des 16. und 17. Jh. ist Erst der letzte Klimawandel hatte zur Folge, dass mehrfach Weinbau durch entsprechende bild- seit rund vierzig Jahren in geringem Umfang der hafte Signaturen eingetragen und zumeist in Baierwein wieder angebaut wird, insbesondere den Legenden ausgewiesen. Auch in den Bai- um Regensburg. rischen Landtafeln von Philipp Apian vom Jahre Auch in weiteren Gebieten links der Donau - so 1568 ist der Anbau von Wein durch entspre- in den Ausläufern des Bayerischen Waldes zwi- chende Signaturen dokumentiert; die insgesamt schen dem Fluss Regen und dem Predigtstuhl 24 Kartenblätter der Bairischen Landtafeln sind - ist zweimal Weinbau eingetragen. Weiterhin durch mehrere Faksimile-Ausgaben und Kata- fi nden sich südwestlich von Landshut und loge gut zugänglich (A 1984, 1989, W südlich von Rott am Inn Weinbausignaturen. 1989). In diesem bedeutsamen Regionalkarten- Heute weisen zumeist noch Flurnamen auf den werk Altbaierns zeigen immerhin sechs Karten- einstmaligen Weinbau hin. Die meisten dieser blätter siebenmal eine Signatur für Weinanbau; Gebiete waren in kirchlichem Besitz. so auch an den bereits genannten drei Städten Die Bairischen Landtafeln beruhen auf einer an der Donau. Abbildung 11 zeigt einen Wein- ersten Landesaufnahme Bayerns, die Philipp berg nördlich von Neuburg an der Donau; heute Apian im Auftrag von Herzog Albrecht V. zwi- erinnert hier nur der Flurname Weinberg daran. schen 1554 und 1563 ausführte. In der Zeit der Nachdem diese Regionalkarte lediglich das heu- ersten Landesaufnahme Bayerns gab es übrigens tige Ober- und Niederbayern sowie die südliche extrem kalte Winter: der Kartograph Gerhard Mercator notiert 1565, dass der Rhein in einem Maße zugefroren sei, wie man dies bisher noch nicht gesehen hat. Die zugefrorene Schelde in Antwerpen ist in dieser Zeit mehrfach in Sti- chen festgehalten. Im gleichen Jahr malt der fl ämische Maler Pieter Brueghel d. Ä. mit dem Winterbild einer Jahres- zeitenfolge Die Jäger im Schnee (auch: Heimkehr der Jäger) die wohl bedeutsamste Winterland- schaft der europäischen Malerei (B 2003, D 1981). Brueghel schuf noch weitere Winterbilder, und im gesamten 17. Jh. produzierten holländische Künstler umfangreich winterliche Szenen. Hierauf wird in einem klei- nen Exkurs im nächsten Kapitel eingegangen.

Abb. 11: Ausschnitt aus Blatt 9 der Bairischen Land- Frührezente Gletschervorstöße in den Ötztaler tafeln von Philipp Apian vom Jahre 1568 Alpen in Augenscheinkarten

Fig. 11: Section of sheet 9 of the Bairischen Land- Ab 1600 stoßen Ostalpengletscher vor. Soweit tafeln by Philipp Apian of 1568 diese Vorstöße beträchtliche Schäden anrich- 14 KURT BRUNNER

Abb. 12: Augenscheinkarte des Eisdamms des 1601 vorstoßenden Vernagtferner (Ötztaler Alpen)

Fig. 12: Inspection map of the ice dam of the 1601 advancing Vernagtferner (Oetztal Alps) teten, ist dies in Augenscheinkarten dokumen- Bestandteil einer Jahreszeitenfolge mit Die Jäger tiert. Die Vorstöße des Vernagtferners (Ötztaler im Schnee (Heimkehr der Jäger) die berühmteste Alpen) sind ab 1601 massiv, was mehrmals Winterlandschaft der europäischen Malerei bis 1850 zu Katastrophen führte. Jene des 17. (D 1981). Mit magerer Beute kehren Jäger Jh. wurden in Augenscheinkarten festgehalten mit einer Hundemeute durch schneebedeckte und sind Bestandteil von Verwaltungsakten; Landschaft ins tiefer gelegene Dorf zurück. Im sie zeigen die katastrophalen Vorstöße von Hintergrund ist eisbedecktes Gebirge zu erken- 1601, 1678 und 1681 (N 1990). Die nen (Abb. 13). Das Bild assoziiert von Inhalt Augenscheinkarte von 1601 (Abb. 12) zeigt, und Stimmung her Winter. Es verknüpft Neues dass die Zunge des Gletschers bis zum Gegen- wie Wintervergnügungen auf dem Eis mit tradi- hang vorgestoßen war. Als Folge bildete sich tionellen Monatsillustrationen für den Winter, ein Eisstausee, der die Gletscherabfl üsse der dem Jagen – als Bildthema – und der Tätigkeit südwestlich gelegenen Gletscher staute. Nach des Schlachtens. Es folgt noch eine Reihe wei- dem Ausbrechen des Eisstausees kam es zu einer terer Winterbilder, so die Winterlandschaft mit Flutkatastrophe bis ins Inntal; dies wiederholte Vogelfalle, der Kindermord von Bethlehem und sich 1678 und 1681, sowie letztmals 1850. schließlich die Anbetung der Hl. Drei Könige mit einer Darstellung von Schneegestöber (S und M 1989). 6 Flämische und holländische Winterbilder

Die Jäger im Schnee Holländische Winterbilder des 17. Jahrhunderts 1565 schuf Pieter Brueghel d. Ä., der herausra- gende fl ämische Maler der Hochrenaissance, als Winterszenen wurden dann ab dem Ende des Kartographie als Klimaarchiv 15

Abb. 13 Die Jäger im Schnee von Pieter Brueghel d. Ä. vom Jahre 1565

Fig. 13: Th e Hunters in the Snow by Pieter Brueghel the Elder of 1565

16. Jh. ein wesentliches Element in Gemäl- 7 Gletscherdarstellungen in den und Stichen fl ämischer Künstler. Durch alten Karten und Veduten fl ämische Emigranten hat dieses Th ema in den nördlichen Niederlanden Verbreitung Aus schriftlichen Aufzeichnungen, aber auch gefunden, und im 17. Jh. malen holländische durch die Lage von Moränen und organischen Landschaftsmaler umfangreich Winterbilder Einlagerungen in Moränen bzw. im Gletschereis (B 2002a und 2003). Sie wenden sich wissen wir von einzelnen Gletschervorstößen in dabei vom Th ema Jahreszeitenbild ab und ma- den Alpen, jeweils in der Mitte des 14. und des len zunehmend Eisvergnügen, also die Nutzung 16. Jh., sowie von den frührezenten Maximal- vereister Gewässer zum Schlitten- und Schlitt- ständen um 1600 bis 1640, um 1680 und um schuhfahren (G 2001, B 1780. Im 19. Jh. gab es letztmals um 1820 und 2001, S 2002). Winterbilder wurden vor allem um 1850 deutliche Gletschervorstö- zum Zeitgeschmack, diese Mode erklärt auch ße. Diese Vorstöße der Alpengletscher prägten die umfangreiche Produktion in dieser Zeit. den Begriff der Kleinen Eiszeit. Die Periode der Winterbilder bricht dann am Ende des 17. Jh. schlagartig ab. 16 KURT BRUNNER

Erste Gletscherdarstellungen in Th eatrum orbis terrarum von Abraham Ortelius gedruckten Karten Gletscher als weiße Hauben dargestellt (B-  1989, 1990a). Diese Eintragungen in Kar- 1539 zeigt die Skandinavien-Karte Carta Ma- ten sind begründet durch die ersten frührezenten rina et descriptio septentrionalium terrarum von Gletschervorstöße, deren Tragweite Zeitgenossen Olaus Magnus sehr realistisch und genau Treib- und Kartenmachern nicht verborgen blieb. und Meereis in Ostsee und Atlantik; mittels Kartenbeschriftung weist die Karte auch auf Gletscher in Island hin (B 1989). Die Gletscher in Regionalkarten Verteilung von Meereis in der Ostsee dürfte des 17. Jahrhunderts etwa heutigen Wintern entsprechen. Ein Jahr zuvor fi ndet sich in der Schweiz-Karte Ab Beginn des 17. Jh. sind es dann gedruckte Nova Rhaetia atque totus Helvetiae von Ägidius Regionalkarten von Tirol und Kärnten, welche Tschudi ein Hinweis auf Gletscher in Form der die Vergletscherung der Ostalpen aufgrund Kartenbeschriftung Der Gletscher (K 1962; der massiven Vorstöße ab 1600 aufzeigen. Die B 1989, 1990a, 1990b). Der Kartename Tirol-Karte von Warmund Ygl, 1605 gedruckt, ist in der Nähe des Th eodulpasses (Walliser Al- zeigt eine mächtige Eishaube, die den Süden der pen) angeordnet. Anlass dieser Eintragung dürf- Ötztaler Alpen bedeckt (Abb. 14). Beschriftet ten Vorstöße einiger Gletscher in den Westalpen ist diese Darstellung mit Der Groß Ferner und (Berner und Walliser Alpen) gewesen sein. Der Glacies continua et perpetua (R 1904, Kartenname Der Gletscher wirkt in Karten der K 1962, B 1990a, 1990b). Eine Schweiz bis zum Ende des 16. Jh. nach. 1590 weitere Regionalkarte von Tirol, die Karte Die sind in der Islandkarte des Additamentum IV des Graff schaft Tirol von Matthias Burgklechner, erscheint 1611 als Holzschnitt und 1629 als Kupferstich (B 2002b). Beide Ausga-

Abb. 14: Tirol-Karte von Warmund Ygl, erschienen Abb. 15: Tirol-Karte von Matthias Burgklechner 1604 (Kupferstichversion) erschienen 1629

Fig. 14: Tyrol map by Warmund Ygl, published in Fig. 15: Tyrol map by Matthias Burgklechner (cop- 1604 per engraving version) published in 1629 Kartographie als Klimaarchiv 17 ben sind weitgehend identisch, haben aber zu- gleich interessante Unterschiede. Beide zeigen den durch den Vernagtferner (Ötztaler Alpen) gestauten See, der in der Holzschnittausgabe von 1611 kaum zu identifi zieren ist. In der Kupferstichausgabe von 1629 (Abb. 15) ist dies möglich. Hier erläutert eine Textvedute, dass ein Eisstausee sich 1599 und 1600 gebildet hat. Eine Kärnten-Karte von Israel Holtzwurm vom Jahre 1612, von der lediglich ein Nachstich von 1650 erhalten ist, beinhaltet im Bereich des Großglockners die Kartennamen Glacies conti- nua, Glöckner M. und Basterze (W , P 1948, B 1990b). Nach dem Rückzug der Gletscher aus den Ma- Abb. 16: Hochstand des Unteren Grindelwaldglet- schers um 1640 in der Topographia Helvetica von ximalständen im späten 17. Jh. werden diese Matthäus Merian von 1642 Eintragungen in den Ostalpen seltener oder zur Unkenntlichkeit entstellt. Dies ist besonders bei Fig. 16: High condition of the Untere Grindel- Nachwirkungen der Tirol-Karte von Warmund waldgletscher about 1640 in the Topographia Hel- Ygl der Fall (K , W ); be- vetica by Matthäus Merian of 1642 sonders häufi g ist eine Verwechslung der Kar- tennamen Ferner und Brenner anzutreff en. In den Westalpen sind einschlägige Karten Gletscher der Schweiz in Veduten zunächst wesentlich seltener. In der Karte Rhaetia von Matthias Hirtzgarten, die 1616 In der Schweiz fi nden sich erste Gletscher- in einem Buchwerk erscheint, fi ndet sich in darstellungen zumeist als gedruckte Veduten. den Walliser Alpen der Kartenname Silvius Die Hochstandsphase des Unteren Grindel- Mons Gletscher. In einer Regionalkarte des waldgletschers (Berner Alpen) um 1640 ist in Kantons Wallis, 1682 von Antoine Lambien einer Vedute von Joseph Plepp festgehalten, die aufgenommen, sind Gletscher und Eisstau- von Matthäus Merian 1642 gestochen und in seen mit ihren Eigennamen eingetragen: Aletz seiner Topographia Helvetia publiziert wurde Gletscher (Aletschgletscher), Gletscher - Saaser (Z 1980). Abbildung 16 gibt diesen See (Mattmarkgletscher nebst Eisstausee). Die Kupferstich von 1642 wieder. Eine aquarellierte eingezeichneten kleinen schraffi erten Flächen Federzeichnung von Albrecht Kauw zeigt als dürften die von diesen Gletschern gebildeten Halbpanorama den Zustand der Zungen des Eisstauseen sein: Mattmarksee und Marjelensee Oberen und Unteren Grindelwaldgletschers (am Aletschgletscher). Eisstauseen bilden sich vom Jahre 1669. Die Struktur des Eises und bei einer größeren Gletscherausdehnung; ihre der Hinweis in der Legende Die Eyss schropfen so Ausbrüche sind – wie gezeigt - oftmals katastro- wachsen lassen einen Vorstoß der beiden Zun- phal. Die Gletscher müssten somit mindestens gen erwarten (Z 1980). Eine karten- so groß gewesen sein wie 1920 (H ähnliche Darstellung beider Gletscherzungen 1984, H et al. ). bringt der Kupferstich Grundriss der Eisthäler und Gletscher im Grindelwald im Kanon Bern zeigt den Zustand um 1686 (Z 1980). 18 KURT BRUNNER

Abb. 18: Reduzierte Karte von Tirol mit dem Ver- nagtferner (Ötztaler Alpen), Gletscherstand 1765 Abb. 17: Rhonegletscher, Kupferstich von Samuel Bodmer, 1708 Fig. 18: Reduzierte Karte von Tirol with the Vernagt- ferner (Oetztal Alps), glacier condition of 1765 Fig. 17: Rhonegletscher, copper engraving by Samuel Bodmer of 1708 8 Der Gletscherhochstand um 1780 in Karten der Alpen Den Zustand der Grindelwaldgletscher und des Rhônegletschers (Berner Alpen) zu Beginn des Gegen 1780 weisen viele Alpengletscher wieder 18. Jh. zeigen ein Ölgemälde um 1705, eine Hochstände auf. Dies ist umfangreich in Karten Federzeichnung von 1706 von Samuel Bodmer und Kartenwerken der Alpen dokumentiert, zum (Z 1980) und ein Kupferstich von Jo- Teil bereits durch fl ächenhafte Darstellungen. hann Melchior Füssli (Z & H-  1988). Der Kupferstich des Rhônegletschers (Abb. 17) fi ndet sich in der Beschreibung der Na- Kartenwerke der Ostalpen tur-Geschichten des Schweitzerlandes von Johann Jakob Scheuchzer, 1708 in Zürich erschienen, Zwischen 1760 und 1769 kartierten Peter Anich sowie als Randvedute in der 1713 in vier Blät- und Blasius Hueber Tirol, und 1774 erschien tern gedruckten Karte Nova Helvetiae Tabula dann das Kartenwerk Atlas Tyrolensis (K Geographica von Johann Jakob Scheuchzer. 1955 und 1976). Aber bereits 1765 gab es erste gezeichnete Probeblätter als Reduzierte Karte von Tirol. In dieser Karte ist die vorgestoßene Glet- scherzunge des Vernagtferners ins Rofental ein- Kartographie als Klimaarchiv 19

Abb. 19: Atlas Tyrolensis mit dem Vernagtferner Abb. 20: Atlas Tyrolensis mit dem Gurgler Ferner (Ötztaler Alpen), Gletscherstand 1774 (Ötztaler Alpen), Gletscherstand 1774

Fig. 19: Atlas Tyrolensis with the Vernagtferner Fig.. 20: Atlas Tyrolensis with the Gurgler Ferner (Oetztal Alps), glacier condition of 1774 (Oetztal Alps), glacier condition of 1774 gezeichnet; der Maximalstand des Gletschers ist Steinplatte diente bei Bittprozessionen für ein mit einer punktierten Grenze eingetragen (Abb. Ende der Gletschervorstöße als Altar. 18). Eine umgrenzte, schraffi erte Fläche mit dem Die sog. Ständische Karte, ein Kartenwerk von Textvermerk Gewester See, so Anno 1678, 1679 Oberösterreich, das ab 1787 erschien, führte und 1681 völlig ausgebrochen dokumentiert das lediglich die Kartenbeschriftung Ewig Eiß und wiederholte Auftreten von Eisstauseen. Schneegebirge beim Dachstein. 1771 erreicht der Vernagtferner wiederum ei- nen Maximalstand, die Gletscherzunge stößt zum Gegenhang vor und lässt erneut einen Eis- Karten der Westalpen stausee entstehen. Genau dies zeigt Blatt VII des endgültigen Atlas Tyrolensis von 1774 (Abb. 19). 1756 bis 1789 wird für Frankreich mit der Carte Den damaligen Hochstand des Gurgler Ferners de Cassini à 1/86400 ein amtliches Kartenwerk (Ötztaler Alpen) gibt Abbildung 20 wieder. Der bearbeitet, das im Alpenbereich eine auff ällige Kartenausschnitt aus dem Atlas Tyrolensis zeigt Gletscherdarstellung durch Horizontalschraff en einen Eisstausee, der sich wiederholt vor dem aufweist. Von 1796 bis 1802 wird der Atlas Langtaler Ferner bildete, weil der vorgestoßene Suisse par Weiss et Mayer bearbeitet. Gletscher Gurgler Ferner den Abfl uss verhinderte. Dar- sind in diesem Kartenwerk durch Oberfl ächen- gestellt ist hier auch der Steinerne Tisch: diese strukturen ausgewiesen; die meisten erhaltenen 20 KURT BRUNNER

Abb. 22: Das Eismeer von Caspar David Friedrich von 1823/24

Fig.. 22: Th e Sea of Ice by Caspar David Friedrich of 1823/24

schaften. Es sind einerseits realistische Bilder von Eisgängen an Flüssen und Seen oder von Abb. 21: Carte de la partie des Alpes qui avoisine le Eis im Hochgebirge, aber auch lediglich Sze- Mont Blanc von Marcus Pictet, 1786 nen zur Vermittlung des Th emas Kälte. Zum Fig. 21: Carte de la partie des Alpes qui avoisine le anderen wird Landschaft auch in einer mys- Mont Blanc by Marcus Pictet of 1786 tischen Weltauff assung symbolhaft vermittelt; der bedeutendste Vertreter dieser romantischen Kartenblätter führen ein blaues Kolorit (B- Malerei ist Caspar David Friedrich.  1990a). Interessant ist die 1786 erschienene Carte de la partie des Alpes qui avoisine le Mont Blanc von Marcus Pictet. Die Karte gibt den Caspar David Friedrich Hochstand der Gletscher im Mont-Blanc-Gebiet mit einer bemerkenswerten Gletscherdarstellung Am Anfang des 19. Jh. malt der Romantiker (Abb. 21) im Grundriß mittels Horizontalschraf- Caspar David Friedrich mehrere Bilder mit fen wieder (B 1990a). Eis und Schnee. 1823/24 entsteht ein Bild mit zentraler Bedeutung: Das Eismeer (Abb. 22). Das Ölgemälde zeigt in einer nicht realen Landschaft in faszinierender Präzision Meer- 9 Romantische Malerei eisschollen vor einem gestrandeten Schiff . Friedrich hat die schweren Eisgänge der Elbe Hier noch ein kurzer Exkurs in die Malerei zum ab 1821 aufmerksam beobachtet und Studien Beginn des 19. Jh. Die romantische Malerei über Eisschollen gemacht; off ensichtlich hatte jener Zeit wurde wesentlich vom Naturbild er auch Kenntnis über die Nordpolarexpedition getragen. So entstehen ab dem Ende des 18. Jh. von William Edward Parry, der 1821 bis 1823 umfangreich Darstellungen von Winterland- zwei Winter in der Arktis verbrachte. Kartographie als Klimaarchiv 21

Winterlandschaften in Bildern des wurden 1852 im äußerst großen Maßstab 1: 19. und 20. Jahrhunderts 2 500 durch den Schweizer Geologen Pierre Jean Edouard Desor kartiert. Der nördliche Teil In der Romantik und dann im Biedermeier der Kartierung wurde vierfarbig als Plan topo- nehmen die Darstellungen von Schnee und Eis graphique ... du Glacier supérieur de Grindelwald stark zu. Gründe sind die romantische Th ema- in D (1875) publiziert. tik. Reale Veduten vermitteln wiederholt Eis- Auch in den Ostalpen entstanden zur Mitte des gänge in Flüssen und Seen sowie vorstoßende 19. Jh. Gletscherkarten. Die mächtige Verglet- Alpengletscher. Der zugefrorene Bodensee, das scherung des Großglockners ist Inhalt der Karte Seegfrörne, wird 1830 und 1880 ausgiebig in des Pasterzengletschers nach Beobachtungen im Bildern dokumentiert (B 2004). Jahre 1846 und 1848 entworfen von Hermann und Adolph Schlagintweit im großen Maßstab 1: 14 400 (S 1850). Eine Karte des Rofenthales (Maßstab 1:28 800) von Michael 10 Gletscherkartierungen im Stotter zeigt einen Eisstausee, der vom Ver- 19. Jahrhundert nagtferner 1845 nun das letzte Mal verursacht wurde (S 1846). Eine einfarbige Nach- zeichnung fi ndet sich in G (1988). Um die Mitte des 19. Jh. entstehen Karten von Der österreichische Offi zier Carl Sonklar von Gletschern bzw. vergletscherten Gebieten der Innstädten veröff entlichte im Jahre 1860 in Alpen, welche ungewollt den letzten Maximal- seinem Atlas Die Oetzthaler Gebirgsgruppe mit stand unserer Alpengletscher dokumentieren. besonderer Rücksicht auf Orographie und Glet- scherkunde auch Karten Ötztaler Gletscher im Maßstab 1:28 800 (S 1860). Die Kar- Erste Karten ten zeigen den Zustand dieser Gletscher in der Zeit zwischen 1850 und 1860. In den Westalpen ist dies zunächst die 1842 ent- standene Karte des Eismeeres von Chamouni und anliegender Bereiche des schottischen Physikers Exakte großmaßstäbige Gletscherkartierungen und Naturwissenschaftlers James David Forbes. Diese Karte im Maßstab 1:25 000 erschien Während einer Alpinen Tagung in Genf im Jah- mehrfach in geringfügig unterschiedlichen Vari- re 1879 regte der Schweizer Geologe Alphonse anten (F 1845; F et al. 1859). Forbes Favre an, den vermuteten Minimalstand der beschäftigte sich mit der Th eorie der Gletscher. Alpengletscher von möglichst vielen Alpen- Auf Veranlassung des Schweizer Paläontologen gletschern durch großmaßstäbige Kartierungen und Geologen Louis Agassiz bearbeitete der festzuhalten. Dieser Auff orderung wurde für Schweizer Geodät Johannes Wild die Karte des die Ostalpen sehr schnell und umfangreich Unteraargletschers im großen Maßstab 1:10 000 Folge geleistet. Bereits 1883 erschien die Karte (A 1847). Mit seinen Beobachtungen in Der Ober-Sulzbach-Gletscher (R 1883). den Schweizer Alpen gehörte der Naturwissen- Autor war der österreichische Geograph Eduard schaftler Agassiz zu den Mitbegründern der Richter, der außerordentlich fruchtbar für die Eiszeitforschung; er arbeitete weiterhin über Gletscherforschung in den Ostalpen wirkte. Gletschertheorien (A 1847). Die Zun- Diese Karte und folgende weitere Karten bein- genendlagen des Oberen Grindelwaldgletschers halteten zunächst lediglich die Gletscherzungen. 22 KURT BRUNNER

Erste Gesamtaufnahmen waren die Karte Der Kunstgeschichte haben sie bislang gar nicht zur Rhônegletscher und seine Eisbewegung 1874-1900 Kenntnis genommen. im Maßstab 1:5 000 (M 1916) des Der Rückgang vieler Ostalpengletscher ist seit Geophysikers und Meteorologen Poul-Louis über 120 Jahren durch großmaßstäbige Glet- Mercanton und die Karte Der Vernagt-Ferner im scherkarten bestens dokumentiert. Auch hier Jahre 1889 im Maßstab 1:10 000 (F- präsentiert Kartographie Klimageschichte.  ) des Mathematikers und Gletscherfor- schers Sebastian Finsterwalder. Von letzterer gibt es eine Faksimile-Ausgabe (B 1988). Mit der Karte Der Talschluß des Kaunsertales in den 11 Literatur Oetztaleralpen mit dem Gepatsch- und Weißsee- ferner vom Jahre 1922 erschien der vorerst letzte A, Louis, J. (1847): Systèm Glaciers. Beitrag zu diesen Kartierungsaktivitäten, welche Nouvelles études expériences sur les glaciers den Rückzug der Alpengletscher festhielten. actuels; Paris. Für die Ostalpen dokumentierten dann ab dem A, Philipp (1984): Bairische Landtafeln; Beginn der zwanziger Jahre des 20. Jh. Alpen- München. vereinskarten den Rückzug der Gletscher samt A, Philipp (1989): Bairische Landtafeln. ihrer kurzen Halte. Diese Karten wurden und Faksimile-Druck; München [Bayer. Landes- werden vom Deutschen und Österreichischen vermessungsamt]. Alpenverein bearbeitet und herausgegeben. Für B, Kurt (1988): Exakte großmaßstäbige die Schweiz bekunden die häufi g aktualisierten Karten von Alpengletschern - Ein Säkulum amtlichen Landeskarten 1:25 000 den Rückzug ihrer Bearbeitung. Petermanns Geographi- der Westalpengletscher. sche Mitteilungen, 132: 129-140; Gotha. Die Aktivitäten zu selbständigen Gletscherkartie- B, Kurt (1989): Gletscherdarstellungen rungen verlagerten sich zunächst auf außeralpine in topographischen Karten und Veduten. Mit Gebiete. Erst in Folge des Internationalen Ge- drei Kartenbeilagen. Internationales Jahrbuch ophysikalischen Jahres 1957 kam es wieder zur für Kartographie, 29: 55-79; Ulm. Bearbeitung exakter großmaßstäbiger Gletscher- B, Kurt (1990a): Gletscherdarstellun- karten, diesmal sowohl für die West- als auch gen in alten Karten der Alpen. – Cartogra- für die Ostalpen. Eine Zusammenstellung der phica Helvetica, 2: 9-19; Murten. Gletscherkarten der Alpen, die in der Zeit von B, Kurt (1990b): Gletscherdarstellun- 1880 bis 1985 ausschließlich zu gletscherkundli- gen in alten Karten der Ostalpen. – In: chen Zwecken bearbeitet wurden, fi ndet sich in B, Kurt & E, Heinrich (Hrsg.): B (1988). Festschrift für Rüdiger Finsterwalder zum 60. Geburtstag: 27-40; München. B, Kurt (1993): Die Karte „Der Vernagt- 11 Schluss Ferner im Jahre 1889“ als erste exakte Kartie- rung eines Gesamtgletschers. Mit einer Kar- Seit über 500 Jahren belegen Karten, aber auch tenbeilage. – Zeitschrift für Gletscherkunde Jahreszeitenbilder, Landschaftsmalerei und Gra- und Glazialgeologie, 29: 3-98; Innsbruck. phik durch Darstellungen und Hinweise auf Eis B, Kurt (1994): Nordeuropa-Darstel- und Schnee Klimageschichte. Die Klimafor- lungen in den Ptolemäus-Ausgaben am schung hat diese „Proxidaten“ bisher nicht oder Ende des 15. Jahrhunderts. – In: 6. Kar- zumindest kaum genutzt. Kartographie- und tographiehistorisches Colloquium, Berlin Kartographie als Klimaarchiv 23

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Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen und zu Korrelationsversuchen mit Nachbargebieten

K-D M*)

Keywords: Middle Pleistocene, Saalian, Drenthe- [On the Stratigraphy of the Saalian in Lower and Warthe-Stadial, tills, outwash, indicator boul- Saxony and its Correlation with Adjacent Areas] ders, Lower Saxony. Abstract: Th e Saalian, which directly follows the Kurzfassung: Von verschiedener Seite unternom- Holsteinian, is a complex stratigraphic unit. Re- mene Korrelations-Versuche zum Saale-Komplex in cently the Holsteinian interglacial was correlated on Norddeutschland sind der Anlass, erneut die Strati- the basis of Th /U dates with MIS 9. erefore,Th the graphie dieses Zeitraums aus niedersächsischer Sicht Reinsdorf interglacial from the Schöningen opencast darzustellen. mine, where the famous spears were found, has to Da das Holstein-Interglazial der Typus-Bohrung be younger than 400 000 years, probably c. 270 000 Bossel kürzlich mit der Th /U- Methode in Tief- (correlated with MIS 9a) or c. 240 000 years (cor- see-Stufe 9 datiert wurde, kommen für die jünge- related with MIS 7). ren Th ermomere Schöningen und Reinsdorf die Th ese warm periods clearly took place before the fi rst Abschnitte 9a bis 7 in Frage. Die Speere aus dem Saalian advance, i.e. before the main Drenthian ad- Reinsdorf sind daher auf rund 270 000 - 240 000 vance. Th is advance, which reached the Netherlands, Jahre zu veranschlagen. left a till containing erratics mostly from southern Die durch drei Eisvorstöße gegliederte saaleeis- and central Sweden. In SW Lower Saxony, this till zeitliche Glaziärfolge wird kurz charakterisiert. is directly overlain by brown-red till of East Baltic Bisher unpublizierte Leitgeschiebezählungen aus character and is interpreted as a later deposit before SW-Niedersachsen werden vorgestellt; zusammen the ice retreated. mit Aufschlussuntersuchungen und Kartierungen Th e Younger Drenthian advance did not cross the lassen sich daraus keine weiteren Unterteilungen des Weser and Aller rivers and left a till containing Haupt-Drenthe-Stadiums ableiten. more Upper Cretaceous material (fl int and chalk) Der zweite Saale-Vorstoß („Jüngere Drenthe“) sollte than the main Drenthian till. Th is advance, which aus stratigraphischen und petrographischen Grün- corresponds to the Lamstedt Phase, should not be den nicht zum Warthe-Stadium gestellt werden. assigned to the Warthian. Th e Warthian till, which Letzteres ist durch ein ostbaltisches Geschiebespek- can clearly be distinguished by its East Baltic charac- trum charakterisiert und mit den jeweils jüngsten ter, is correlated with the youngest Saalian till in the saalezeitlichen Vorstößen der Nachbarländer zu kor- adjacent areas. relieren. Warmzeitliche organogene Sedimente zwi- Th e ice-free periods between the individual ice ad- schen den Eisvorstößen fehlen und sind aufgrund vances of the Saalian glaciation were probably short. der geologischen Situation unwahrscheinlich. Numerous depressions in the land surface of all the diff erent tills, mostly dead-ice hollows or ice-tongue basins, are only infi lled with Eemian and Weichse- lian sediments. It can be concluded that no intergla- cials existed between the main Drenthian advance *) Anschrift des Verfassers: Prof. Dr. K.-D. M, and the Eemian. Engenser Weg 5, D-30938 Burgwedel-Oldhorst 26 K-D M

1 Einleitung liegenden kalt- und warmzeitlichen Abschnitte (Fuhne-Kaltzeit, Dömnitz bzw. Wacken-Warm- Das gesamte niedersächsische Flachland war zeit) etc. werden bereits zum „Saale-Komplex“ saalezeitlich vergletschert, selbst in das Bergland gerechnet (L  T 1993). Da bislang drang das Eis hinein, den Flusstälern folgend; eine verlässliche Korrelierung mit der Tiefsee- hierbei kam es zur Verzahnung glaziärer und Chronologie nicht möglich bzw. umstritten ist, fl uviatiler Sedimente. Im Nordsee-Küstenge- sind darauf basierende absolute Altersangaben biet liefern marine Interglazial-Sedimente obere mit Vorsicht zu betrachten. Nunmehr legen und untere Zeitmarken des „Saale-Komplexes“. G & M 2005 neue Th /U-Daten Als einziges Bundesland liegt somit in Nieder- hauptsächlich aus der Typus-Lokalität-Boh- sachsen eine Verknüpfung glaziärer sowohl mit rung Bossel bei Stade vor (M  H marin-interglazialen wie mit wichtigen Terras- 1994), die eine Korrelation des Holstein mit sen-Sedimenten vor. Über die benachbarten der Tiefsee-Stufe 9 belegen, wie es u.a. in den Niederlande und Nordrhein-Westfalen besteht Niederlanden schon bisher zumeist angenom- eine Brückenfunktion zum Rheingebiet und men wurde (u.a. Z 1996). damit indirekt zur alpinen Vereisung. Korrela- Damit erhebt sich erneut die Frage nach der Po- tionsversuche sind daher angebracht, auch in sition bzw. dem absoluten Alter der Warmzeiten jüngerer Zeit mangelte es daran nicht. Trotz innerhalb des Unteren Saale-Komplex, d.h. ob der ständig verbesserten Kenntnislage (viel- Dömnitz/Wacken und die damit zumindest leicht aber auch wegen der Datenfülle) ist es teilweise korrespondierenden Warmzeiten aus für den Einzelnen jedoch nicht einfach, einen dem Tagebau Schöningen (Reinsdorf- und angemessenen Überblick über die Verhältnisse Schöningen-Warmzeit, U 1995) zur Gän- im Nachbarland zu behalten, und so ist es kein ze oder teilweise zur Tiefseestufe 7 zu stellen Wunder, wenn sich Missdeutungen einschlei- sind bzw. teilweise noch in einen jüngeren Ab- chen. Im vorliegenden Beitrag soll auf einige schnitt der Tiefseestufe 9 (9c oder 9a). Welcher solcher Fehldeutungen eingegangen werden, der beiden man auch immer den Vorzug gibt wobei jeweils eine kurze Betrachtung der ein- - die kaltzeitlichen Sedimente zwischen den zelnen stratigraphischen Einheiten des „Saale Stufen 7 und 9 sind sowohl was Mächtigkeit - Komplexes“ in Niedersachsen vorausgeschickt und Verbreitung anbelangt so unbedeutend, wird. Dies ist auch deshalb angebracht, weil seit dass man sich schwer darunter die Präsenz einer der letzten derartigen Übersicht (B 1995) ganzen „Eiszeit“ vorstellen kann. einige neuere meist unpublizierte Erkenntnisse Die Altersfrage ist auch aus archäologischer vorliegen. Hinsicht höchst interessant. Die berühmten Holzspeere der Reinsdorf-Warmzeit des Tage- baus Schöningen sind nach T (zuletzt 1999) 400 000 Jahre alt. Kürzlich haben sich 2 Unterer Saale-Komplex J  B (2003) mit dieser Frage beschäf- tigt und kommen zu der Einstufung des Reins- In Niedersachsen wird die Abgrenzung der dorf in Stufe 9e mit „nur“ noch ca. 310.000 saalezeitlichen gegenüber den elsterzeitlichen Jahren. Ablagerungen durch limnische und marine Bei dieser Einstufung wird noch von der Vorkommen des Holstein-Interglazials ermög- Existenz einer Drenthe/Warthe-Warmzeit aus- licht; die Grenze liegt am Übergang der bore- gegangen. Da dies aus noch zu diskutierenden alen zur subarktischen Phase, d. h. die darüber Gründen verworfen werden muss, ist von einer Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen 27 theoretischen Position des Reinsdorf in Stufe zilimnischen und glazifl uviatilen Sedimenten 9a oder 7e auszugehen und damit ein absolutes eine mächtige Grundmoräne mit süd- bis Alter der Speere von ca. 270 000 oder 240 000 mittelschwedischer Geschiebevormacht bei Jahren. Weitere Untersuchungen, nicht zuletzt relativ einheitlicher Zusammensetzung (Dren- absolute Altersdatierungen der betreff enden the-Hauptmoräne). Ihr ist im westlichen Nie- Interglaziale bleiben abzuwarten, auch wäre dersachsen bis in die Niederlande lokal eine eine Vorlage der geologischen Detailprofi le von ostbaltisch geprägte braunrote Grundmoräne Schöningen wünschenswert. aufgesetzt, die in Niedersachsen als späterer Die Richtigkeit dieser Einstufungen voraus- Nachschub des gleichen Eisvorstoßes gedeutet gesetzt, bleibt für den gesamten glaziären Ab- wird, ohne dass das Gebiet vorher eisfrei wurde. schnitt des Saale-Komplexes, d. h. für Drenthe- Gerade dies wurde aber in jüngerer Zeit wie- und Warthe-Stadium, nur eine Korrelation mit der in Frage gestellt und in der roten Moräne Tiefsee-Stufe 6 und damit der Zeitraum von das Produkt eines eigenen Vorstoßes gesehen rund 200 000 bis 130 000 Jahren. (N 2003, S, S & Z-  2003). Die letzteren Autoren rechnen in Nordrhein-Westfalen sogar mit drei einzelnen, mehr oder weniger kurz aufeinander folgenden 3 Oberer Saale-Komplex Vorstößen innerhalb des Haupt-Drenthe-Stadi- ums, wobei es zwischen dem ersten und zweiten Dieser Abschnitt umfasst den Bereich vom Vorstoß wohl nur eine kurze Stagnationszeit ge- Ende der Dömnitz/Wacken-Warmzeit bis geben habe. zum Beginn des Eem (L  T 1993). Dem zweiten Vorstoß wird eine Geschiebe- Er wird in Niedersachsen in Drenthe- und gemeinschaft mit relativ hohem Anteil an Warthe-Stadium gegliedert, ungeachtet der Tat- Dalarna-Geschieben zugeschrieben. Geschiebe- sache, dass keine interstadialen Ablagerungen kollektionen mit relativ hohen Anteilen solcher dazwischen nachgewiesen wurden. Das Dren- Gesteine sind in Niedersachsen schon in den the-Stadium wird wiederum in einen älteren Vorschüttsedimenten durchaus nicht unge- und jüngeren Abschnitt (Haupt-Drenthe und wöhnlich. Teils stammen sie aus umgelagerten Jüngere Drenthe) geteilt. Bei der lithostratigra- elsterzeitlichen Sedimenten wie in Ostfriesland phischen Untergliederung erwiesen sich v.a. die (M 1970), wie aus der Beimengung norwe- Grundmoränen als brauchbare Leithorizonte, gischer Leitgeschiebe hervorgeht, teils kann dies charakterisiert durch Unterschiede im Leitge- Phänomen als innerhalb der normalen Schwan- schiebeinhalt, z.T. auch durch Feinkies- und kungsbreite gelegen aufgefasst werden. Schwermineralspektren, Farbe, Korngröße Von den auf Abbildung 1 und Tabelle 1 dar- und Kalkgehalt. Eingeschränkt wird die stra- gestellten Leitgeschiebezählungen aus SW-Nie- tigraphische Verwertbarkeit der lithologischen dersachsen liegt der Anteil der Dala-Gesteine Parameter durch fazielle Wiederholungen in der Proben 3 und 7, die in Abbildung 1 am wei- der Abfolge. testen im NW-Sektor liegen, bei 23 bzw. 27 %. Da die Proben 15 bzw. 10 % norwegische Leit- geschiebe enthalten, liegt eine Aufarbeitung von 3.1 Älteres Drenthe-Stadium elsterzeitlichem Material nahe. In Probe 8 aber, die mit 21 % ebenfalls hohe Dala-Werte hat, Der Saale-Hauptvorstoß (Hamelner Phase fehlt jedoch norwegisches Material. In Probe 9, des Drenthe-Stadiums) hinterließ außer gla- die wieder relativ weit im NW des Diagramms 28 K-D M

Abb.1: Th eoretische Geschiebezentren (TGZ) von Leitgeschiebezählungen drenthezeitlicher Glaziärsedimente (Grundmoränen, Schmelzwasserkies) aus Südwest-Niedersachsen. Fundpunkte s. Tab.1.

Fig. 1: Th eoretical home center of erratics from tills and outwash in SW Lower Saxony. liegt, treten mit 29 % sogar die höchsten Dala- eines Tales, erinnernd an die von K. R Werte auf, obwohl nur ein fragliches Oslo-Ge- (1950) beschriebenen Oser der Syker Geest. stein gefunden wurde. Die Proben 10 und 11, Aus Os-verdächtiger Position stammen auch die unweit voneinander im Diagramm liegen, die Proben 20 und 21 aus der Sandgrube in wurden nur in 2 m Vertikalabstand entnom- den Harberger Fichtenkämpen auf Blatt 3320 men. Der Dala-Anteil der oberen Probe liegt Liebenau (L  M 1980: 102 ), dort bei 12 %, in der unteren aber bei 22 %. allerdings kalkfrei. Diese beiden Proben (Nr. 10 und 11) stammen Die Anteile an Dalagesteinen sind also schon im aus der SW-Wand der kleinen Sandgrube am Vorschüttkörper der Haupt-Drenthe beträcht- Flintenberg bei Rathlosen. Bemerkenswert ist lichen Schwankungen unterworfen; unter- der Anteil von paläozoischem Kalkstein (10 %) schiedliche Eisvorstöße lassen sich damit nicht in der unteren Probe, während die Schmelzwas- begründen. Natürlich soll damit eine mögliche serablagerungen westlich der Weser ansonsten Aufspaltung des Drenthe-Eises im Randbereich meist vollständig entkalkt sind. Kalkhaltige Kie- nicht grundsätzlich in Abrede gestellt werden, se (11 %) fanden sich sonst noch in gestauchter nur sollten geschiebekundliche Diff erenzierun- Lagerung in der Sandgrube 2 km südwestlich gen auch durch Überlagerungsfälle belegt sein. Estringen, (Probe 28). Auff ällig ist ferner noch Zwischen dem zweiten und dritten Vorstoß soll die Position des Flintenberges an der Westseite es nach S, S  Z (1993, Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen 29

Tab. 1: Leitgeschiebezählungen drenthezeitlicher Glaziärsedimente aus SW-Niedersachsen, Fraktion 2–6 cm

Sgr. Sgr. = Sandgrube = Sandgrube Lgr. Lgr.= Lehmgrube = Lehmgrube Bgr. Bgr. = Baugrube = Baugrube Teufe Teufe : Entnahmetiefe : Entnahmetiefe in min unter m unter Gelände Gelände TGZ : Theoretisches Geschiebezent- TGZrum : Theoretisches Geschiebezentrum Material Material : qD: qD == Drenthe-Stadium der Saale-Vereisung der Saale-Vereisung Lg =Lg Geschiebelehm = Geschiebe- lehm Mg Mg= Geschiebemergel = Geschiebemergel Lgr Lgrbez. bez. Mgr Mgr == rote, ostbaltische ostbaltische Fazies Fazies der Drenthe-Moräne der Drenthe-Moräne G/gfG/gf = Schmelzwasser-Kies = Schmelzwasser- F : KKies = Flint zu Kristallin F : K = Flint zu Kristallin Pk + Pk D + :D K : K= = Paläozoischer Paläozoischer Kalk Kalk+ Dolomit + Dolomit zu Kristallin zu Kristallin

PK + D : Nr Fundort TK 25 R-Wert H-Wert Teufe TGZ Material F : K K 1 NE Börger, Sgr. 3011 34 03 800 58 69 000 10 14,45 – 56,91 qD/G/gf 1,5 2 E Raken, Sgr. 3109 25 85 860 58 52 740 3 14,91 – 57,44 qD/ /Lg 1,04 3 N Werpeloh, Sgr. 3111 34 00 100 58 62 600 4 13,86 – 58,12 qD/G/gf 0,85 4 SW Cloppenburg, Lgr. 3114 34 32 760 58 55 000 5 – 7 15,13 – 57,17 qD/ /Mg 0,82 0,46 W Schneiderkrug, 5 Bgr. 3115 34 48 200 58 53 480 1,5 – 2,5 17,03 – 57,91 qD/ /Mgr 0,02 4 6 NNW Barlage, Lgr. 3213 34 28 160 58 47 440 0 18,76 – 59,18 qD/ /Mgr 0,01 2,73 7 SW Krüllenberg, Sgr. 3218 34 87 640 58 43 480 6 14,84 – 58,62 qD/G/gf 0,65 8 E Wesenstedt, Sgr. 3218 34 82 640 58 46 200 1,2 – 1,4 15,51 – 57,19 qD/G/gf 1,53 9 Vohrde, Sgr. 3218 34 82 640 58 43 800 2 14,77 – 58,18 qD/G/gf 1,49 10 E Rathlosen, Sgr. 3218 34 83 000 58 41 180 1 – 1,5 15,35 – 57,50 qD/G/gf 0,65 11 E Rathlosen, Sgr. 3218 34 83 000 58 41 180 4 14,83 – 57,65 qD/G/gf 1,11 0,31 12 S Herzlake, Lgr. 3311 34 05 600 58 37 160 1,5 – 3 18,46 – 59,36 qD/ /Lgr 0,04 13 E Dickel, Bgr. 3316 34 65 650 58 34 425 1 14,22 – 57,69 qD/ /Lg 1 14 S Jacobidrebber, Sgr. 3316 34 60 950 58 34 900 2 15,35 – 57,15 qD/ /Lg 0,98 15 W Sulingen, Sgr. 3318 34 84 540 58 38 700 1 – 1,5 15,43 – 57,87 qD/G/gf 1,57 16 SSE Barenburg, Sgr. 3318 34 87 100 58 30 000 1 – 2 14,81 – 58,26 qD/G/gf 0,64 17 SE Kl. Lessen, Lgr. 3318 34 84 820 58 34 520 2 – 3 14,94 – 57,22 qD/ /Lg 0,41 18 W Lemke, Sgr. 3320 35 08 000 58 35 410 2 – 4 14,44 – 57,49 qD/ /Lg 1,19 19 Harbergen, Sgr. 3320 35 00 480 58 39 580 7 – 9 15,19 – 57,40 qD/ /Mg 1,21 0,31 20 Harbergen, Sgr. 3320 35 00 480 58 39 580 4,5 14,73 – 57,49 qD/G/gf 0,98 21 Harbergen, Sgr. 3320 35 00 480 58 39 580 1,5 14,60 – 56,94 qD/G/gf 0,69 22 SW Neuenwalde, Sgr. 3314 34 42 040 58 19 440 2 – 5 14,81 – 56,86 qD/ /Lg 0,87 23 E Oldorf, Sgr. 3415 34 50 400 58 22 600 0,5 – 5 14,89 – 57,11 qD/ /Lg 0.82 24 NW Kellenberg, Bgr. 3417 34 66 200 58 29 350 2 15,16 – 56,97 qD/ /Lg 1,44 25 W Kirchdorf, Bgr. 3418 34 87 650 58 29 270 2 – 3 14,80 – 57,89 qD/ /Lg 0,87 26 S Lingen, Bgr. 3509 25 89 700 58 16 200 5 – 6 17,82 – 58,70 qD/ /Mgr 0,12 3,9 27 S Lingen, Bgr. 3509 25 89 700 58 16 200 7 – 8 15,32 – 57,36 qD/ /Mg 1,05 0,51 28 NW Estringen, Sgr. 3510 25 90 980 58 17 950 6 15,03 – 57,35 qD/G/gf 0,66 0,26 29 S Diepenau, Lgr. 3518 34 80 500 58 08 455 3 15,22 – 57,50 qD/G/gf 1,17 30 Steide, Sgr. 3609 25 90 230 57 97 810 1,5 – 2,5 15,21 – 58,30 qD/G/gf 0,84 31 Staelberg, Lgr. 3609 2585 120 58 05 360 1 – 4 15,18 – 57,12 qD/ /Lg 0,76 30 K-D M

2003) zu einem regionalen Abschmelzen ge- Tongehalt, der bis auf 70 % ansteigen kann und kommen sein. Auf diese Aussage beruft sich dann eher an Beckensedimente erinnert. Hoher auch N (2003), der eine Korrelation der Ton- und Karbonatgehalt sind die Ursache, roten Drenthe-Moräne mit der S II-Moräne in weshalb die Moräne manchmal schon in gut Brandenburg („Fläming-Glazial“, C 1967) 1 m unter Gelände noch als Geschiebemergel vorschlägt. Mit den Befunden in Niedersachsen auftritt - ungewöhnlich für das Altmoränen- ist dies unvereinbar, weshalb hier etwas näher gebiet, wo normalerweise die gesamte Haupt- darauf eingegangen werden soll. Drenthemoräne völlig entkalkt ist, auch bei Die rote Grundmoräne unterscheidet sich sehr Mächtigkeiten um 10 m. deutlich von der liegenden Drenthe-Haupt- Es gibt aber auch tonärmere, sandige und dann moräne. Sie ist, wie seit langem bekannt, entkalkte Varianten der ostbaltischen Moräne. durch eine ostbaltische Geschiebegemeinschaft Eine solche wird in den Niederlanden als „Em- gekennzeichnet, v. a. viel Åland-Kristallin, men-Typ“ bezeichnet (Z 1976) und Roten Ostsee-Quarzporphyr etc., die über 50 dem tonreicheren „Voorst-Typ“ gegenüberge- % des Leitgeschiebeanteils erreichen können. stellt. Es zeigt sich jedoch, dass bei größerer Entsprechend liegen die TGZ weit im NE des Mächtigkeit (2,5 m ) wie in der Baugrube des Diagramms (Abb. 1, Pr. 5, 6, 12 und 26). Im KKW Lingen (Pr. 26, Tab.1 und Abb.1) diese Bereich der Proben 6 und 12 liegen auch die sandige Moräne (nur 11,5 % Ton) mit 58 % TGZ vom „Roten Geschiebelehm der Nieder- paläozoischem Kalkstein und 15 % Dolomit lande“ (L  M 1961). bei nur 2% Flint die gleiche Geschiebezusam- Die ostbaltische Herkunft wird ferner durch mensetzung hat wie die tonreiche Fazies und den hohen Gehalt an Dolomit-Geschieben deshalb nicht einem gesonderten Typ zugeord- (bis 15 %) und den sehr hohen Anteil an net werden kann. grauen paläozoischen Kalksteinen (bis 60 %) Dieser etwa 6 km südlich der Stadt Lingen gele- unterstrichen, darunter viel ordovizischer sog. gene Aufschluss (Abb. 2) war noch insofern be- Ostseekalk (bis 8 %). Zusammen können die merkenswert, als hier die rote ostbaltische Mo- Karbonatgesteine rund 75 % des Gesamtbe- räne direkt, d.h. ohne irgendeine Trennschicht, standes erreichen. Auff ällig ist, dass die roten einen über 4 m mächtigen grauen, sandigen ordovizischen Orthocerenkalke von Öland Geschiebemergel überlagert, der ein typisch äußerst selten sind, d.h. der Ostseegletscher hat süd- bis mittelschwedisches Leitgeschiebespekt- aus diesem Bereich kaum Material aufgenom- rum aufweist (Pr. 27, Tab.1 und Abb.1). Die men. Old Red-Sandsteine aus dem baltischen Orientierung der Geschiebe-Längsachsen dieser Devon, darunter nicht selten Kugelsandstein, grauen Grundmoräne weist ein NW-SE gerich- können einige Prozent erreichen und sogar tetes Maximum auf, d.h. etwas spitzwinklig anteilsmäßig den Feuerstein übertreff en, der in zu dem unweit westlich gelegenen Embürener manchen Proben auch fast fehlt. Stauchrücken bzw. dessen nördlicher Fortset- Die für eine Geschiebezählung nötige Anzahl zung. Derartig NW-SE orientierte Gebiete sind von Leitgeschieben zu sammeln ist wegen des im westlichen Niedersachsen noch an anderen hohen Karbonat-Anteils sehr aufwändig. Die Stellen, z.B. in der Syker Geest, anzutreff en. vorhergehend geschilderte charakteristische Sie sind eher auf Diff erenzialbewegungen im Zusammensetzung spiegelt sich aber auch im Inlandeis als auf eigenständige Gletschervorstö- Feinkiesspektrum wider; sogar im Handbohrer ße zurückzuführen. Die hangende rote Moräne ist die rote Moräne zumindest im nicht-ent- wies keine bevorzugte Orientierung auf. kalkten Zustand zu erkennen, zumal bei hohem Ebenfalls relativ geringe Tongehalte (18,7 und Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen 31

19,4 %) zeigte die rote Moräne in der ehema- gehalt dienten bis in die 70er Jahre als Ziegel- ligen Ziegelei Felsen bei Herzlake (TK 25 Nr. Rohstoff . Nachteilig war dabei der oft bei 1 - 2 3311; Farbabbildung 17 bei M 2002); mit m unter Gelände einsetzende hohe Karbonat- 4 m max. Mächtigkeit erbohrt. Auch hier wird gehalt und andererseits das schnelle Auskeilen, grauer Geschiebemergel in mehr als 10 m Stär- weshalb dann, wie in der Ziegelei Moormann ke direkt überlagert. Der Tongehalt der roten bei Cloppenburg, auch die liegende sandige Moräne von Felsen liegt nur wenig niedriger Drenthe-Hauptmoräne mit abgebaut wurde (Pr. als im „Emmen-Typ“ von Emmerschans (ca. 4, Tab.1 und Abb.1), obwohl letztere mit nur 24 %, Z 1976). Aus niedersächsischer 16,1 bzw. 21 % erheblich weniger Ton enthielt Sicht scheint es nicht überzeugend, aus diesem als die dortige hangende rote Moräne mit 41,9 relativ tonarmen Vorkommen eine jüngere und 59,3 %. Untersuchungen der Tonfraktion ostbaltische Phase ableiten zu wollen, die mit von ostbaltischen Moränen in den Niederlanden NNW-SSE-Richtung über die Nordsee gekom- (H et al. 1989) ergaben geringen oder men sein soll (R et al. 1989, K et fehlenden Smektit-, aber hohen Illit-Gehalt, was al. 1991). ebenfalls auf ostbaltische Herkunft deutet. Besonders die Vorkommen mit hohem Ton- Außer in Ziegeleigruben und in vielen Boh-

Abb. 2: Braunroter, toniger Geschiebemergel (Pr. 26, Tab.1 und Abb.1) (= ostbaltische Fazies der Drenthe- Hauptmoräne) direkt auf grauem, sandigen Geschiebemergel (Probe 27, Tab.1 und Abb.1), überlagert von weichselzeitlichem fl uviatilen Sand der Emsniederung; zuoberst Düne. TK 25 Lingen-Süd Nr. 3509. Bau- grube KKW Lingen 1984.

Fig. 2: Brownish-red till (east baltic facies) above greyish, sandy till. Construction pit Lingen. 32 K-D M rungen konnte die rote Moräne auch in Bau- Auch sollten sich hin und wieder Vorschüttsan- gruben, besonders aber in km-langen Erdgas-, de fi nden lassen. Wasserleitungs- und Entwässerungsgräben Da alle diese Erscheinungen fehlen (auch in den (Abb. 3) beobachtet werden. Dabei zeigte sich, Niederlanden), ist ein Eisrückzug höchst un- dass sie keinesfalls als durchgehende Decke wahrscheinlich. Beide so grundverschiedenen über der „normalen“ Moräne auftritt, sondern Moränen sind als verschiedene Fazies ein und in der Regel nur auf wenige 100 oder 10er m, derselben Vergletscherung zu deuten. Der rote nicht selten auch nur auf wenige m Länge zu Geschiebemergel, der in völlig gleicher Ausbil- verfolgen ist. Meist geschieht diese Überla- dung auch in Polen und in baltischen Staaten gerung mit scharfer Grenze, gelegentlich mit auftritt (sowohl in weichselzeitlichen wie saale- gewisser Verzahnung. In keinem Fall waren zeitlichen Abfolgen), kann aufgrund seiner Zu- Sandschichten oder eine periglaziale Steinsohle sammensetzung nicht als „normale“ Grundmo- etc. zwischengelagert. Hätte es tatsächlich ein räne betrachtet werden. Wäre er über hunderte Eisrückschmelzen gegeben, so sollten in der von km als Basalmoräne transportiert, müsste nachfolgenden Periglazialzeit Steinpfl aster oder dabei mehr Fremdmaterial aufgenommen Kryoturbationen etc. entstanden sein, die nicht worden sein, v.a. Feuerstein. Vermutlich ist die überall beim Wiedervorstoß entfernt wären. rote Moräne inglazial transportiert, als eine Art

Abb. 3: Braunroter, stark toniger Geschiebelehm (= ostbaltische Fazies der Drenthe-Hauptmoräne) unter gebändertem weichselzeitlichen Flugdecksand; zuoberst Sandlöss. Entwässerungsgraben 1 km westlich Varenesch, TK 25 Goldenstedt Nr. 3216, Foto 1971.

Fig. 3: Brownish-red till (east baltic facies) below eolian coversand and sandy loess. Section Varenesch. Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen 33

„Nachschub“ gegen Ende des Drenthe-Haupt- normalen sandigen Drenthe-Moräne ist ihr fl e- vorstoßes, vielleicht auch teilweise über Toteis ckenhaftes, äußerst lückenhaftes Vorkommen hinweg. Dafür spricht auch die Verbreitung, gemeinsam; Abbildung 4 zeigt schematisch die in Niedersachsen (von wenigen Ausnahmen diese Verhältnisse. Von einem durchgehenden abgesehen) auf das Gebiet der Nienburg-Mep- Horizont wie auf der Abbildung 6 bei N pener Geest beschränkt ist, genauer gesagt, auf (2003: 66) kann keine Rede sein, ebenso wenig das Gebiet westlich der Hunte. Weiter östlich, von einem vorherigen Rückschmelzen. Nicht z.B. im Raum Hannover, ist nicht ein einziger akzeptabel ist auch die Annahme Ns Fund bekannt, trotz bester Aufschlussverhält- (2003: 59), die Stauchendmoränen der Reh- nisse, tausender von Bohrungen und modernen burger Phase würden die Maximalausbildung geologischen Kartierungen. Es kann sich also eines „Saale 2-Vorstoßes“ markieren. Die Über- nicht um eine Kenntnislücke handeln, was fahrung dieser Stauchmoräne ist durch Spezi- nicht ausschließt, dass man irgendwann einmal alkartierungen, viele Bohrungen und zahlreiche etwas fi ndet. Aufschlüsse eindeutig belegt, und zwar für Auch im Unterelbe-Gebiet ist trotz vieler, sämtliche Teilabschnitte. Aus den Fürstenauer- bis quadratkilometer-großer Aufschlüsse und und Dammer Bergen, dem geradezu klassisch massenhafter Bohrungen, in denen nicht selten entwickelten Lobus der Rehburger Phase, die Drenthe-Hauptmoräne erschlossen wurde, liegen detaillierte strukturelle und sedimento- auf niedersächsischer Seite nur zweimal rote logische Studien vor, die ebenfalls die Überfah- Moräne am Top der grauen Moräne gefunden rung belegen (V  W 1987). In den worden und das nur in dm-Stärke. Der eine benachbarten Niederlanden ist dies gleichfalls Fund stammt aus der großen Sandgrube Ei- erwiesen (V  B  B 1987). lendorf bei Buxtehude, in der seit Jahrzehnten Die in Abbildung 1 bei N (2003: 48) dar- die Drenthe-Hauptmoräne, in Schmelzwasser- gestellte Verbreitung der roten Drenthe-Moräne sedimente eingeschaltet, aufgeschlossen ist. In im südwestlichen Niedersachsen erweckt den ihrem Hangenden wurde ein dm-mächtiger, Eindruck fl ächenhaften Vorkommens im proxi- fast fl intfreier roter Geschiebemergel gefunden malen Bereich der Stauchendmoränen westlich (M 1982: 43). Ähnlich war die Situation in von Quakenbrück; die rote Moräne tritt dort der großen Sandgrube von Breetze bei Bleckede aber auf den meisten TK 25 überhaupt nicht (M 2004: 76). auf. Bei der Spezialkartierung der GK 25 Nr. Nördlich der Elbe beschrieb E (1992) 3609 Schüttdorf wurde als einziges und gleich- aus Bohrungen in Hamburg-Langenhorn rote zeitig südlichstes Vorkommen in Niedersachsen Moräne in einigen m Mächtigkeit mit Dolomit in der alten Tongrube südlich Emsbüren im und hohem Kalksteingehalt im Hangenden oberen Teil des dort aufgeschlossenen braunen, der grauen Haupt-Drenthe-Moräne. E sandigen Geschiebelehms auf 6 m Länge eine (1992) diskutiert ebenfalls inglazialen Trans- bis 2 dm dicke Lage braunroten, tonigen Ge- port und zieht zur Erklärung eine Verlagerung schiebelehms gefunden. Die Feinkiesprobe war der Eisscheide heran. Auch aus Schleswig-Hol- fl intfrei, enthielt aber 8% Old Red-Sandstein stein (Dithmarschen) sind rotbraune Geschie- (M 1988: Abb. 6, S. 36 und 51). K bemergel mit ostbaltischer Prägung in gleicher et al. (1991: 2004) vergleichen dieses Vorkom- stratigraphischer Position bekannt (S men mit dem sog. „Voorst-Typ“ der ostbalti- 1980, 1998). schen Moräne der Niederlande. Allen diesen nordwestdeutschen Vorkommen Die von S et al. (2003:78) zitierten der ostbaltischen Moräne im Hangenden der ostbaltischen Geschiebeinventare auf TK 25 34 K-D M

Abb. 4: Schematische Darstellung der Hauptvorstoßrichtungen und faziellen Ausbildung der Saale- Grundmoränen in Niedersachsen.

Fig. 4: Schematic ice fl ow directions during the Saalian and till facies in Lower Saxony. Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen 35

Nr. 3320 Liebenau stammen nicht aus roter Elbe, Unterweser und Aller, werden die Ablage- Moräne, sondern aus Kieslagen bzw. Geschiebe- rungen des Drenthe-Hauptvorstoßes überlagert lehmfetzen der sog. Heisterbergphase (L von mächtigen und fl ächenhaft verbreiteten 1958: 384). Die TGZ liegen nicht im Bereich Vorschüttsedimenten eines jüngeren Vorstoßes. derjenigen aus der roten Moräne, sondern rand- Ebenso weitfl ächig folgt darüber eine bis ca. lich zu denen des Drenthe-Streufeldes. Auf dem 10 m mächtige Grundmoräne, die sich in der gesamten Blatt Liebenau ist ebenso wenig wie Regel durch hohen Anteil von Kreide-Kalkstein auf den Nachbarblättern rote Moräne gefunden und Flint auszeichnet. Aus diesem Grund ist worden, auch nicht bei der Revisionskartierung sie nicht selten weniger als 2 m tief verwittert; durch den Verfasser im Jahre 1977. Dabei stell- in diesem frischen Zustand sind graue bis te es sich heraus, dass die auf dem ganzen Blatt hellgraue Farbtöne vorherrschend. Der Leit- weitfl ächig verbreitete Drenthe-Hauptmoräne geschiebeinhalt ist im Wesentlichen identisch auch über die Heisterberge in der SW-Blattecke mit dem der Hautmoräne. Nicht zuletzt aus hinweg zieht. Die Heisterbergphase stellt dem- diesem Grund wurde dieser Vorstoß in Nieder- nach keine eigenständige Phase dar, sondern ist sachsen dem Drenthe-Stadium zugeordnet. In als Teilstück der Rehburger Phase zu betrachten Hamburg wird der äquivalente Vorstoß „Nien- (L  M 1980). Eine Korrelation mit dorfer“ (G 1967), in Schleswig-Holstein der roten Moräne kommt nicht in Frage. „Kuden“-Vorstoß genannt (S 1980) Abschließend soll noch kurz auf die angebliche und dem Warthe-Stadium zugerechnet. weitere Erstreckung der roten Drenthe-Moräne Diese Einbeziehung des zweiten saalezeitli- in die Altmark eingegangen werden. Weder chen Eisvorstoßes in das Warthestadium Bohrungen noch neuere bilaterale Kartierungen ist sowohl sachlich wie historisch unkorrekt. der geologischen Landesämter im Grenzgebiet W (1927, 1929) hatte als Außenrand haben Anhaltspunkte für dortige Vorkommen des Warthe-Stadiums in Niedersachsen den ergeben. Bemerkenswert ist, dass v. P Verlauf der Endmoränen von den Harburger (1995) aus einigen Gebieten der Altmark gleich Bergen über den Wilseder Berg zum Endmo- hohe Dolomitgehalte in der dortigen unteren ränenkranz am Südrand des Uelzener Beckens (= Drenthe) und oberen (= Warthe) Moräne erkannt, dann aber (W 1954) unter erwähnt, während anderenorts der Dolomit in dem Eindruck der Untersuchungen von I beiden Moränen komplett fehlt. (1952) die Lamstedter Endmoräne (d.h. die Als Fazit bleibt, dass im westlichen Niedersach- Haupt-Eisrandlage des zweiten Saale-Vorsto- sen nur eine Drenthe-Grundmoräne existiert, ßes) in das „Warthestadium im weiteren Sinne“ der lokal eine als Sonderfazies zu deutende einbezogen. Dazu ist zu sagen, dass I` ostbaltisch geprägte Moräne aufgesetzt ist. morphologische Studien durch keinerlei petro- Geschiebemäßig abweichende Ausprägungen graphische Untersuchungen gestützt waren und sind durch Aufnahme von Fremdmaterial oder im Widerspruch zu den geschiebekundlichen unvollständige Durchmischung zu erklären und Befunden stehen. W () hat sich nicht von stratigraphischer Bedeutung. neutral dahingehend geäußert, dass es zur Fra- ge des Grenzverlaufes verschiedene Ansichten gäbe. Es ist daher auch aus Prioritätsgründen angebracht, an der ursprünglichen Auff assung 3.2 Jüngeres Drenthe-Stadium Ws festzuhalten. Wichtiger ist folgender Umstand: es ist bisher In NE-Niedersachsen, im Gebiet zwischen nicht gelungen, die Jüngere Drenthe-Grund- 36 K-D M moräne wesentlich über die Landesgrenze hi- haben kann. Diese hätte zu einer intensiven naus nach Mecklenburg und Sachsen-Anhalt Entkalkung der für gewöhnlich stark sandigen zu verfolgen. Es hat den Anschein, als ob diese Haupt-Drenthe-Grundmoräne geführt. Wo Moräne bald mit der des älteren Vorstoßes zu- diese aber durch jüngere, kalkhaltige Sedimente sammenläuft, d.h. das Rückschmelzen des Eises bedeckt und dadurch geschützt ist, fehlen in nicht sehr weit ging, maximal bis ins westliche der Regel Entkalkungserscheinungen. Die au- Ostsee-Gebiet. Von dort kam es wieder, mit ßerhalb des Verbreitungsgebietes der Jüngeren dem ausgeschürften Oberkreide-Material bela- Drenthe vorhandene meist totale Entkalkung den und bevorzugt aus nord-östlicher Richtung der Hauptmoräne ist daher eine Folge späterer vorstoßend, wie besonders gut im Hamburger Entkalkung, d.h. vom Eem an. Gebiet belegt ist (E 1978). Das Jüngere Drenthe-Stadium dürfte letzten Endes nur eine, wenn auch größere Oszillation des Drenthe- Stadiums sein; es mit dem Warthe-Stadium zu 3.3 Warthe-Stadium vereinen, erscheint daher unlogisch. Unklar ist auch die Korrelation mit der saalezeit- Nur Nordost-Niedersachsen ist vom dritten lichen Abfolge in der mitteldeutschen Typusre- und damit jüngsten Vorstoß der Saale-Kalt- gion. Denkbar erscheint eine Gleichsetzung zeit erreicht worden, dem Warthe-Stadium. der Jüngeren Drenthe mit der Leipziger Phase Hier ist deshalb die reichhaltigste Glaziärfolge (E 1975). Es ist allerdings auch darauf entwickelt. Die guten Aufschlussverhältnisse hinzuweisen, dass es in Brandenburg (L ermöglichten seit jeher auch umfangreiche 1995) Übergänge zwischen „Kreidemoräne“ Leitgeschiebeuntersuchungen, deren Dichte und dolomitreicher Moräne gibt, was eher auf in NE-Niedersachsen mit einigen 100 Zäh- ein Zusammenlaufen der jüngeren Drenthe mit lungen die höchste ist, und die nur teilweise der Warthe-Moräne hinweisen würde. publiziert sind, oft nur in Tabellen oder Dia- Die intramoränalen Sedimente zwischen grammen (H 1939, G  M Haupt- und Jüngerer Drenthe ermöglichen 1970, G 1972, L 1958, 2004, keine Aussage zur Dauer und klimatischen Na- L  M 2002, M 1998, 2000). tur zwischen beiden Vorstößen. Aus Hamburg Nach diesen Zählungen sind die glaziären beschrieb G (1967: 177) Funde von Moos Sedimente, d.h. sowohl Schmelzwasserablage- und Wacholder, die auf eine Tundren-Flora rungen wie Grundmoräne, in Nordost-Nie- weisen. In Niedersachsen sind keinerlei organo- dersachsen wieder durch eine ostbaltische Ge- gene Sedimente dazwischen gefunden worden, schiebegemeinschaft gekennzeichnet. Es sind trotz bester Aufschlussverhältnisse, auch nicht die gleichen Komponenten wie in der roten im kontinuierlichen, gut 100 km langen Auf- Drenthe-Moräne in Südwest-Niedersachsen: schlussprofi l beim Bau des Elbe-Seitenkanals viele Åland-Gesteine, hoher Anteil an grauen zwischen Elbe und Aller. Dabei zeigen die paläozoischen Kalksteinen und Dolomit, Old zahlreichen eingeschalteten Beckensedimente, Red-Sandsteinen und sehr wenig Flint. In den dass es nicht an Sedimentfallen mangelte, in Schmelzwasserkiesen sinkt durch Aufarbeitung denen auch organogene Ablagerungen sich von Drenthe-Material die baltische Komponen- hätten bilden sollen und eine Chance zur Er- te und steigt der Flintgehalt. Die Farbe des Ge- haltung gehabt hätten. Vielmehr gibt es deut- schiebemergels ist braunrot bis rotbraun, auch liche Hinweise, dass es zumindest keine länger beim Geschiebelehm ändert sich der Farbton anhaltende Warmzeit dazwischen gegeben kaum. Der Einfachheit halber wird auch hier Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen 37 kurzerhand von „roter Moräne“ gesprochen. zwischen beiden Vorstößen nicht sehr lang zu Im Unterschied zu den beiden vorhergehenden bemessen, obgleich ein Eisrückschmelzen bis in Vorstößen sind kaum fl ächenhafte Vorschütt- den Bereich der östlichen Ostsee anzunehmen sande entwickelt, obwohl diese stellenweise sehr ist (W 1954: 41). mächtig werden können, am stärksten in der Während des erneuten Vorrückens des Eises rückwärtigen Barendorfer Endmoräne (östlich bis zum Außenrand Harburger Berge – Wil- Lüneburg), wo 10 bis 15 m Sand und Kies seder Berg etc. unterlag das Gebiet davor den mit typisch ostbaltischer Zusammensetzung periglazialen Wirkungen; u.a. wurden Hohlfor- die hangende rote Warthe-Moräne von der men eingeebnet, auch wenn sie teilweise von liegenden Jüngeren Drenthe-Moräne trennen. Toteis plombiert waren. Aus diesem Grund In einem tieferen Schnitt war zeitweise auch, ist die Zahl von Eem-Vorkommen innerhalb ebenfalls durch eine Sandschicht separiert, dar- des Warthe-Gebietes viel größer als außerhalb: unter noch die Drenthe-Hauptmoräne aufge- allein auf GK 25 Bleckede sind es 37 (M schlossen – einer der seltenen Fälle, wo alle drei 2004), auf dem südlichen Nachbarblatt Dah- Saale-Grundmoränen in einer Wand zu sehen lenburg 36. Viele davon machen sich auch heu- waren (H 1991). te noch morphologisch bemerkbar, gelegentlich Im äußeren Randgebiet, wo der Warthe- fi nden sich freie Wasserfl ächen, an Jungmorä- Gletscher ausdünnte, ist wohl schon primär nengebiete erinnernd. Auch gibt es, wie selbst nur geringmächtige Grundmoräne abgelagert auf der quartärgeologischen Übersichtskarte 1: worden, die bevorzugt späterer Abtragung zum 500 000 von Niedersachsen ersichtlich, viele Opfer fi el. Erst in 20 bis 30 km Entfernung kleinräumige Beckentonvorkommen und die vom Maximalrand ist Warthe-Grundmoräne ganze Landschaft ist lebhafter strukturiert. weniger lückenhaft verbreitet und können auch Wenn man also, was die Frische der Formen an- größere Mächtigkeiten auftreten. Maximal sind belangt, überhaupt einen Gegensatz zwischen es 17 m in der Kartierbohrung G 17 auf GK Drenthe und Warthe sehen will, dann liegt die 25 Bleckede (M 2004). Wegen der sehr Grenze an der oben benannten Linie. lückenhaften Vorschüttsedimente liegt die Die Korrelation mit den Nachbargebieten ist Warthe-Grundmoräne meist auf drenthezeit- relativ unproblematisch: in Hamburg zum lichen Sedimenten; ihre unteren Partien sind „Fuhlsbüttler Vorstoß“ (G 1967), in dann stärker durch aufgenommenes Material Schleswig-Holstein zum “Hennstedt-Vorstoß“ geprägt. Wenn auch die Jüngere Drenthe- (S 1980). Unmittelbar angrenzend und Grundmoräne fehlt, können auf großen Flä- in gleicher morphologischer Position ist der chen drenthezeitliche Schmelzwassersedimente besonders im Raum Stendal-Gardelegen weitfl ä- oberfl ächennah anstehen. chig verbreitete „Rote Altmärker Geschiebemer- Für das Intervall zwischen Jüngerer Drenthe gel“. Auch er zeichnet sich durch hohen Anteil und Warthe gilt das gleiche wie für den Ab- an Åland-Kristallin, paläozoischen Kalksteinen schnitt zwischen Haupt-Drenthe und Jüngerer und Dolomit aus (H  M 1997). Drenthe: in Niedersachsen sind keinerlei orga- Weiterreichende Korrelationsversuche gestalten nogene Bildungen oder Böden bekannt. Aus sich schwierig. Es bedarf noch beträchtlicher Hamburg beschreibt G (1967) immerhin Anstrengungen, um zu einer befriedigenden Relikte von Podsolen. Wenn Warthe-Geschie- Lösung zu kommen, wobei auf Leitgeschiebe- bemergel direkt auf Jüngerer Drenthe-Moräne Zählungen nicht verzichtet werden sollte. Es liegt, fehlt in letzterer jede Spur von Entkal- ist bedauerlich, dass in den mitteldeutschen kung. Demnach ist auch hier der Zeitraum Braunkohle-Gebieten die Chance zu Leitge- 38 K-D M schiebe-Studien bisher kaum genutzt wurde. Jegliche Anzeichen für eine Warmzeit zwischen Nicht zuletzt die Verschiebung der TGZ ent- Eem und Drenthe-Hauptmoräne fehlen, ob- lang des Eisrandes wäre hier in idealer Weise zu wohl die Hohlform die ideale Sedimentfalle untersuchen, worauf auch L (1999: 155) darstellt. Das gilt gleichfalls für die anderen hinweist. Höchst wünschenswert wären auch Abschnitte der Rehburger Phase bis in die entsprechende Untersuchungen in Polen, wo Niederlande, und speziell dort kann schon gar Einzelstudien die Brauchbarkeit der TGZ-Me- nicht von einer Kenntnislücke gesprochen wer- thode erneut bewiesen haben (B den. Wenn in tiefen Hohlformen, die seit ihrer & M 1991, G 2000, C 2001). Entstehung keinerlei Erosion unterlagen, zwar Was unter Warthe-Stadium wirklich zu verste- reichlich eemzeitliche und jüngere, aber keine hen ist, kann schließlich nur in der Typ-Region älteren organogenen Sedimente vorhanden defi niert werden und nicht in weit entfernten sind, muss bezweifelt werden, dass es letztere Randgebieten. überhaupt gab. Auch in Nordost-Niedersachsen ist die Situa- tion nicht anders: unabhängig von Alter und

Entstehungsart der Hohlformen fi nden sich 4 Zur Frage einer Warmzeit zwischen unter dem Eem keine älteren organogenen Drenthe- und Warthe-Stadium Ablagerungen. Bemerkenswert ist auch, dass unter dem Eem meist nicht die Warthe-Mo- räne folgt, sondern ältere glazigene Sedimente. Vorherstehend wurde erörtert, dass in Nieder- Off enbar hat Drenthe-Toteis die Hohlformen sachsen innerhalb der saalezeitlichen Glaziär- plombiert und so vor der Verfüllung geschützt. abfolge keinerlei organogenen Ablagerungen Auf ähnliche Verhältnisse in Mitteldeutschland oder Bodenbildungen gefunden wurden, trotz hat besonders auch E (1975 :160) hin- guter Aufschlussverhältnisse und obwohl jeder gewiesen. In den nordwestdeutschen Ländern Vorstoß eine große Anzahl von Hohlformen (E et al. 1984) ist man sich daher einig, hinterließ, die als Sedimentfallen geeignet dass zwischen Holstein-Dömnitz/Wacken und waren. Das triff t besonders für den Haupt- Eem keine weiteren Th ermomere interglazialen Drenthevorstoß zu, der beim Vorrücken im oder interstadialen Charakters existieren. Diese proximalen Bereich der Rehburger Stauchend- zurückhaltende Bewertung beruht auch auf der moräne stattliche Zungenbecken hinterließ, Tatsache, dass die in den vergangenen Jahrzehn- wovon das Quakenbrücker Becken im südli- ten postulierten Th ermomere wie Ohe, Treene chen Oldenburg mit max. 30 x 15 km Ausdeh- oder Gerdau sich sämtlich als Fehldeutungen nung das größte und tiefste ist. Aus zahlreichen erwiesen haben. Bohrungen sind hier seit langem organogene In den Nachbarländern ist die Situation auch Ablagerungen bekannt, deren Altersstellung nicht anders. Die unlängst wieder von N aber umstritten war, bis eine erneute Kernboh- (2003) aufgeführten Vorkommen angeblich int- rung im Jahre 1985 Klarheit brachte (H ra-saalezeitlicher Warmzeiten wie Rügen oder et al. 1994). Nach dieser Bohrung liegt in 109 Uecker sind teils unvollständig, teils unsicherer m Tiefe die Drenthe-Hauptmoräne, gefolgt von Position, in keinem Fall unstrittig und schon 43 m glazilimnischen Sedimenten, darüber das gar nicht als Referenzprofi le geeignet (L 9 m mächtige Eem und eine 43 m mächtige 1994). Nicht besser ist die Situation in den öst- fl uviatil-limnische Folge mit eingeschaltetem lichen Nachbarländern. Das gilt auch für den Brörup-, Odderade- und Oerel-Interstadial. besonders interessanten, weil in der Warthe-Ty- Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen 39 pusregion gelegenen großartigen Aufschluss von Reichweite, wodurch die Korrelationen über Belchatow bei Lodz, wo weder der interglaziale Landes-, ja selbst Bezirksgrenzen hinaus er- Charakter noch die stratigraphische Position schwert wird. Unterschiedliche Untersuchungs- der organogenen Schichten der „Chojny-For- methoden sind dabei nicht gerade hilfreich, zu- mation“ einwandfrei nachgewiesen sind, wes- mal Zusammenarbeit über die Ressortgrenzen halb sich die Subkommission für Europäische eher die Ausnahme ist. Quartärstratigraphie bei ihrer Tagung 1994 in Nicht nachgewiesen sind bislang warmzeitliche Lodz zu recht sehr zurückhaltend äußerte. In Sedimente in einwandfreier Position innerhalb anderen Fällen wie bei Snaigupele (Litauen) ist der saalezeitlichen Glaziärabfolge, auch nicht der interglaziale Charakter zwar klar, nicht aber im benachbarten Ausland. Da ferner aus geo- sind es die Lagerungsverhältnisse, desgl. bei logisch-geomorphologischen Gründen deren Sklov, Roslavl etc., die wohl eher mit dem in Existenz eher unwahrscheinlich ist, sollte bei den Cromer-Komplex gehörenden polnischen der Aufstellung von neuen Interglazial- und Ferdinandow-Interglazial zu vergleichen sind Glazialzeiten Vorsicht walten. (Z 1996). Als Fazit bleibt, dass weder in Deutschland noch in den Nachbarländern Intra-Saale-Warmzeiten (jünger als Dömnitz) nachweisbar sind und alle 6 Schriftenverzeichnis Fakten gegen eine solche Existenz sprechen. B, L. (1998): Vergleich der Grund- moränen des Saale-Glazials der Niederlau- sitz mit denen Nordwestdeutschlands, der 5. Ausblick Niederlande und Polen. - Brandenburgische Geowiss. Beitr., 5 (2): 29-41, 7 Abb., 2 In den letzten Jahrzehnten hat es enorme Tab.; Kleinmachnow. Fortschritte bei der Erforschung der „Saale- B, L. (Hrsg.) (1995): Das Quartär Eiszeit“ gegeben. Früher als mehr oder weniger Deutschlands. - 408 S., 95 Abb., 30 Tab.; einheitlich aufgefasst, allenfalls durch mehrere Berlin, Stuttgart (Borntraeger). Rückzugsphasen gegliedert, hat sich nunmehr B, M. W.    B, D. J. (1987): ein diff erenzierteres Bild ergeben. Der ältere Saalian glacial deposits and morphology in Abschnitt nach dem Holstein-Interglazial, als Th e Netherlands. - In: J.J.M.   M „Untere Saale“ bezeichnet, umschließt ein bis (ed.): Tills and Glaciotectonics: 235-251, 9 zwei Warmzeiten mit Laubwaldentwicklung, Fig.; Rotterdam (Balkema). jedoch sind zugehörige Meereshochstände bis- B, J.M.  M, K.-D. (1991): lang unbekannt, was die Korrelation mit der Th e analysis of erratics from glacial deposits Tiefsee-Chronologie erschwert. Ferner sind in Trzebnica (Silesia). - Slask. spraw. Arche- aus den zwischengeschalteten kaltzeitlichen ol., 32: 29-42, 2Fig., 1Tab.; Wroclaw. Abschnitten keine glaziären Sedimente nach- C, A. G. (1967): Stand und Probleme der gewiesen. Quartärstratigraphie im Nordteil der DDR. Die früher zweigeteilte glaziäre Abfolge mit - Ber. dt. Ges. geol. Wiss., A. Geol. Paläont., Drenthe- und Warthestadium hat sich ebenfalls 12 (3/4): 375-404, 4 Abb., 1 Tab.; Berlin. als vielfältiger herausgestellt mit Grundmoränen C, P. (2001): Fennoscandian Erratics in wechselnder und sich zum Teil wiederholen- in quaternary deposits of middle Poland der Fazies und noch nicht hinreichend geklärter and their value for stratigraphic purposes. 40 K-D M

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petrographically-stratifi ed thick till in the younger Middle Pleistocene Interglacials northern Netherlands and a Saalian glacia- (Holsteinian, Reinsdorf and Schöningen) tion model for the North Sea Basin. – Med- in the Schöningen open cast lignite mine edelingen van de Werkgroep voor Tertiaire (eastern Lower Saxony, Germany). - Meded. en Kwatiaire Geologie, 26: 31-64.; Leiden. Rijks Geol. Dienst, 52: 175-186, 7 Fig.; R, K. (1950): Die Entwicklungsge- Haarlem. schichte der Täler zwischen Lathen und W, D.   (1987): Structural Verden/Aller. - Geol. Jb., 65: 641-656, 5 geology and sedimentology of the Dammer Abb.; Hannover. Berge push moraine. - In: Tills and gla- - - (1958): Geschiebegrenzen und Eisrandlagen citectonics: 157-182, 32 Fig.; Rotterdam in Niedersachsen. - Geol. Jb., 76: 223-234, (Balkema). 1 Taf.; Hannover. W, P. (1927): Über die Ausdehnung S, K., S, E.  Z, J. G. der letzten Vereisung in Norddeutschland. (1993): Die Eiszeit in Nordwestdeutschland. - Sitzungsber. preuß. geol. L.-Anst., 2: 115- Zur Vereisungsgeschichte der Westfälischen 119; Berlin. Bucht und angrenzender Gebiete. - 143 - - (1929): Das Eiszeitalter. Grundlinien einer S., 49 Abb., 24 Tab., 2 Taf., 2 Kt.; Krefeld Geologie des Diluviums. - 406 S., 162 Abb., (Geol. Landesamt). 15 Tab.; Stuttgart (Enke). -- (2003): Die Eiszeit in Nordost- Westfalen - - (1954): Saaleeiszeit, Warthestadium und und angrenzenden Gebieten Niedersach- Weichseleiszeit in Norddeutschland. - Eis- sens. - 95 S., 15 Abb., 10 Tab., Anh.; Krefeld zeitalter und Gegenwart, 4/5: 34-48, 4 (Geol. Landesamt). Abb.; Öhringen/Württ. S, H.-J. (1980): Glazialgeologische - - (1969): Quartär. Handbuch der stratigra- Untersuchungen im südlichen Geestge- phischen Geologie, II. - 263 S., 77 Abb., 16 biet Dithmarschens. - Schr. Naturw. Ver. Tab.; Stuttgart (Enke). Schlesw.- Holst., 50: 1-36, 17 Abb., 2 Tab., Z, W. H. (1996): Th e Cromerian Com- 1 Taf.; Kiel. plex Stage of the Netherlands and correla- - - (1998): Geschiebemergel als stratigraphische tion with other areas in Europe. - In: T- Leithorizonte in Schleswig-Holstein: Ein , C. (ed.): Th e Early Middle Pleistocene Überblick. - Meyniana, 50: 113-135, 5 in Europe: 145-172, 20 Fig.; Rotterdam/ Abb., 3 Tab., 1 Taf.; Kiel. Brookfi eld (Balkema). T, H. (1999): Altpaläolithische Holz- Z, J. G. (1976): Sedimentpetrographi- geräte aus Schöningen, Lkr. Helmstedt. sche Untersuchungen des Geschiebelehms Bedeutsame Funde zur Kulturentwicklung von Emmerschans (Drenthe, Niederlande) des frühen Menschen. - Germania, 77 (2): mit Bemerkungen über eine Typeneintei- 452-487, 18 Abb., Beil.; Mainz. lung der Saale-Grundmoräne. - Eiszeitalter U, B. (1995): Palynological evidence of u. Gegenwart, 27: 30-52, 7 Abb., 6 Tab.; Öhringen/Württ. 43-63 Eiszeitalter und Gegenwart 55 Hannover 2005 3 Abb., 1 Tab.

Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands – eine Zusammenfassung

H-J W, L F  H B*)

Keywords: quaternary, harz foreland, glaciofl uvial/ periglaziale Bedingungen, unter denen der Nieder- fl uvial deposits, terrace stratigraphy terrassen-Schotter in den bereits vorher existieren- den Tälern abgelagert wurde. Kurzfassung: Das nördliche Harzvorland liegt im Grenzbereich zwischen der ehemaligen nordischen Abstract: Th e northern Harz foreland is the border- Vereisung und dem Perigazialraum Mitteleuropas. land between the former northern glaciation and Die ältesten pleistozänen Sedimente bilden Terras- the periglacial area of Central Europe. Th e oldest senkiese, die vor der Elstereiszeit abgelagert wurden sediments of the Pleistocene period are fl uvial gravel und einem nicht näher datierbaren Oberterras- deposited before the Elster glacial period. Th ey can sensystem zugeordnet werden. Die Elstereiszeit ist not be exactly dated and were assigned to a system durch Terrassenkies und glazifl uviatile Sande über- called “Oberterrasse” (upper terrace). liefert. Die folgende Holstein-Warmzeit lässt sich Th e Elster glacial period is documented by fl uvial nur an wenigen Stellen pedologisch nachweisen. Für gravel and melt water sand. Th e following Holstein den Saale-Komplex wird erstmals eine litho- und pe- interglacial period is verifi ed only by a few pedologi- dostratigraphische Gliederung für das Harzvorland cal sites. Th e early Saale period can be divided for the vorgestellt. Die Fuhne-Kaltzeit und die Dömnitz- fi rst time in this area into periglacial sediments, ice Warmzeit lassen sich anhand von Fließerden, Kalt- wedges and soils. In the top of these layers follows zeitindikatoren sowie Böden belegen. Der darüber the gravel of the “Mittelterrasse” (middle terrace). liegende Mittelterrassen-Kies der Saale-Kaltzeit stellt It is the most important layer of the Pleistocene in den wichtigsten Leithorizont im Pleistozän dar. Er the Harz foreland. It can be divided into several ac- lässt sich in mehrere Aufschüttungsphasen unter- cumulation periods. Th e middle terrace is covered by gliedern. Darüber folgen stellenweise glazigene und isolated glacial and periglacial sediments. glazifl uviatile Sedimente. Die Entwässerung wäh- Th e drainage during the maximum expansion of rend der maximalen Ausdehnung des Eises erfolgte the northern ice mass is showing by a great valley unter und vor dem Eis. Dieses wird durch die An- and melt water sand. Th e melt water eroded parts lage einer bedeutenden Talung sowie glazifl uviatiler of the valleys under the ice parallel to the border of Ablagerungen belegt. Das Eis schmolz über mehrere the glacier. Toteisphasen ab. Th e retreat of the glaciers happened in form of dead In der letzten Kaltzeit herrschten im Harzvorland ice periods. In the last glacial period, the Weichsel period, the Harz foreland lay in the periglacial area. Th e valley, *Anschriften der Verfasser: Dr. H.-J. W, that was formed before this time under the ice mass, Wedekindstraße 12A, D-30161 Hannover, Email: was fi lled with gravel of the “Niederterrasse” (lower [email protected]; PD Dr. habil. L. F- terrace). , Merkurstraße 20, D-71726 Benningen, Email: [email protected]; Dr. H. B- , Dorfstraße 71, D-31637 Rodewald, Email: [email protected]. 44 HANS-JÜRGEN WEYMANN, LUDGER FELDMANN & HENNING BOMBIEN

Vorwort vorlands neu zu bearbeiten (B 1983, C 1983). Zu nennen ist B Dieser Aufsatz ist Johann-Peter Groetzner gewidmet, (1987), der nach geröllpetrographischen Unter- der Anfang Oktober 2003 nach schwerer Krankheit suchungen drei frühsaalezeitliche Flusssysteme verstorben ist. unterscheiden konnte: Innerste-, Gose- und Neben vielen anderen Projekten hat J.-P. Groetzner Oker-Radau-Ecker-Ilsesystem. Nach der Wie- seit Anfang 1980 vom Institut für Geologie und dervereinigung konnte die Erforschung der Paläontologie der Universität Hannover aus eine pleistozänen Sedimente auf sachsen-anhalti- moderne Bearbeitung der lange vernachlässigten nische Seite ausgedehnt werden (G quartärzeitlichen Ablagerungen des nördlichen & W 1998, G & W Harzvorlandes vorangetrieben. Viele Diplomarbei- ten und zwei Dissertationen sind zu diesem Th e- 1998). Ab Mitte der 90ziger Jahre vergrößer- menbereich von ihm initiiert und betreut worden. te sich mit F (Institut für Geologie Eine Habilitationsarbeit hat er mit fachlichem Rat und Paläontologie der TU Clausthal) die Ar- begleitet. Sein persönliches Engagement ging dabei beitsgruppe (F & G 1998, weit über die dienstliche Pfl ichterfüllung hinaus. F et al. 2001). In einer zusammenfas- Alle, die er in dieser Zeit unter seine „Fittiche“ nahm, senden Arbeit beschrieb F (2002) das lernten seine in fachlichen Fragen konstruktiv-kriti- Quartär zwischen Harz und Allertal und stellte sche Haltung zu schätzen. Dies war, vor allem als Di- die Landschaftsgeschichte des nördlichen Harz- plomand, nicht immer leicht, da seine Anforderun- vorlandes vom Jungtertiär bis zum Holozän mit gen sehr hoch waren. Jeder, der bei ihm einmal eine Schwerpunkt ab der Elster-Kaltzeit dar. Neben Arbeit zur Korrekturlesung abgegeben hat, wird dies bestätigen können. Seine zum Teil sehr harte Kritik der stratigraphischen Ansprache und Deutung war aber nie Selbstzweck, sondern diente immer zur der Sedimente wurde eine klimatische Rekon- Verbesserung der fachlichen Qualität. Dabei haben struktion für den betrachteten Zeitraum erar- wir von J.-P. Groetzner gelernt, dass fachlicher Streit beitet. Zuletzt gliederte W (2004) im und persönliche Beziehungen strikt voneinander zu nordöstlichen Harzvorland aufgrund geröllpe- trennen sind. Dies hat er uns immer vorgelebt. Die trographischer Untersuchungen präelster- und ihm eigene Verbindung von hoher fachlicher Kom- frühsaalezeitliche Flusssysteme an Ecker, Ilse, petenz und menschlicher Qualität hat ihn für uns Rammelsbach, Goldbach, Holtemme, Bode, und für viele andere zu einem guten Freund werden Selke und Eine aus. Der vorliegende Aufsatz lassen. Viele haben ihm viel zu verdanken. soll als zusammenfassende Darstellung bisheri- ger Arbeiten (B , F , W ) einen Beitrag zum Quartär 1 Einleitung des nördlichen Harzvorlands leisten.

Die pleistozänen Sedimente des nördlichen Harzvorlands waren schon zu Beginn des letz- 2 Das Untersuchungsgebiet ten Jahrhunderts Gegenstand der Forschung. Hierzu trugen die Bearbeiter der Preußischen Das Untersuchungsgebiet umfasst das nördliche Geologischen Landesanstalt von Berlin einen Harzvorland zwischen der Innerste im Westen großen Anteil bei. Anfang 1980 begann am und der Eine im Osten (Abb. 1). Der Harzrand Institut für Geologie und Paläontologie der bildet die Südgrenze, die markante Talung des Universität Hannover eine Arbeitsgruppe um Großen Bruchs sowie im weiteren Verlauf der G auf niedersächsischer Seite, die Salzgitterer Höhenzug stellen die Nordbegren- pleistozänen Sedimente des nördlichen Harz- zung dar. Salzgitterer Höhenzug (275 m), Gro- Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands 45 Abb.1: Vereinfachte geologische Übersichtskarte der quartären Sedimente des nördlichen Harzvorlands. des nördlichen geologische ÜbersichtskarteSedimente der quartären Vereinfachte Abb.1: 46 HANS-JÜRGEN WEYMANN, LUDGER FELDMANN & HENNING BOMBIEN

ßer Fallstein (288 m), Huy (315 m) und Hakel des Holsteins und Eems sind im Untersu- (241 m) erheben sich in der Landschaft als chungsgebiet nur an wenigen Stellen dokumen- markante Höhenzüge. Die Innerste und Oker, tiert. Mit dem Holozän begannen warmzeitli- die dem Wesereinzugsgebiet tributär sind, che Prozesse, die bis heute andauern. sowie die Bode, die dem Elbeeinzugsgebiet tributär ist, verlassen das Untersuchungsgebiet in nördlicher Richtung. Die Wasserscheide Weser-/Elbeeinzugsgebiet verläuft von Norden 3 Die pleistozänen Sedimente kommend quer durch das Große Bruch über den höchsten Punkt des Großen Fallsteins und Im Untersuchungsgebiet sind Schmelzwasser- im weiteren Verlauf östlich der Ilse zwischen und Flusssedimente die häufi gsten pleistozänen Rammelsbach und Holtemme zum Harzrand. Ablagerungen. Daneben treten äolische und gla- Das Untersuchungsgebiet ist auf den geolo- zigene Ablagerungen auf. Die stratigraphische gischen Übersichtskarten von L (1984), und genetische Einordnung der Ablagerungen H et al. (1998) und S (1930) erfolgt nach verschiedenen Kriterien. Oft lassen dargestellt und liegt im südlichen Teil des sub- sich im Aufschluss nach der petrographischen herzynen Beckens. Die mesozoischen Schichten, Zusammensetzung die sandreichen, deutlich die z.T. von quartären Sedimenten überdeckt geschichteten Schmelzwassersedimente von werden, bilden fl ache Mulden und Sättel und den undeutlich geschichteten, aus Kies und sind unmittelbar am Harznordrand steil gestellt untergeordnet Sand sowie Pelit bestehenden oder überkippt. In den Mulden treten Sedimen- Flusssedimente abgrenzen. Zudem lässt die te des Keupers und Juras und im Westen der Geröllführung solcher Sedimente Rückschlüs- Kreide auf. Dagegen werden die an Salzstruk- se auf ihre Genese zu. Nach geröllanalytischer turen gebundenen Sättel von Gesteinen des Auswertung (Mittelkiesfraktion 6,3 – 20,0 mm, Buntsandsteins und Muschelkalks aufgebaut. ohne Kalksteine) durch B (1987) und Der Südteil des Untersuchungsgebiets wird von W (2004) weisen Schmelzwassersedi- der subherzynen Kreidemulde mit Gesteinen mente neben einheimisch mesozoischen und der Unter- und Oberkreide eingenommen. einheimisch paläozoischen Gesteinen einen Die Kreidemulde wird lokal vom Quedlinbur- Anteil an nordischen Gesteinen von 12-75% ger Sattel mit jurasischen Schichten und vom (Stück-%) auf. Dagegen liegt in Flusssedimen- Harly mit Gesteinen der Trias aufgebrochen. ten der nordische Anteil i.d.R. bei 0-6%, im Am nördlichen Harzrand treten Schichten vom Gegensatz zum dominierenden paläozoischen Zechstein bis zur Oberkreide auf. Anteil von 90-100%. Die paläozoische Geröll- Weit verbreitet sind im nördlichen Harvorland führung spielt eine wesentliche Rolle bei der quartärzeitliche Sedimente, die vor allem in der Identifi zierung einzelner Flusssedimente, da die Elster-, Saale- und Weichsel-Kaltzeit abgelagert oben genannten Flüsse (Kap. 1) ihre Lieferge- wurden. Dagegen sind Sedimente des Altpleis- biete im Harz haben. Hierdurch ist die Geröll- tozäns nur relikthaft vorhanden. Aus Skandina- führung der Ablagerungen signifi kant von den vien kommende Inlandgletscher der Elster- und in den jeweiligen Einzugsgebieten auftretenden Saale-Kaltzeit reichten bis zum Harzrand, das paläozoischen Gesteinsserien geprägt. Elstereis überfuhr den Unterharz. Die Eigen- Weiterhin stellen die Geomorphologie und vergletscherung des Harzes (D 1968) die Bodenkunde im Untersuchungsgebiet erreichte nirgends das Untersuchungsgebiet für die stratigraphische Einteilung quartärer (F 1997). Warmzeitliche Bildungen Sedimente wichtige Methoden dar. Bei der Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands 47

Geomorphologie ist die Höhenlage der Ter- die z.T. deutlich über dem Niveau der Mittel- rassen von kaltzeitlichen Flusssedimenten in terrasse liegen. Diese Vorkommen fi nden sich Bezug zum Vorfl uterniveau der zugehörigen als Kiesstreu auf der Geländeoberfl äche und Flüsse von Bedeutung. Entsprechend der bestehen aus kantengerundetem, paläozoischen drei nachgewiesenen Kaltzeiten können im Geröllmaterial. Sie werden einem nicht näher nördlichen Harzvorland grob drei Terrassen- datierbaren Oberterrassensystem zugeordnet, systeme ausgegliedert werden. Hierbei weisen dessen Entstehungszeit vom Altpleistozän bis die ältesten Flussterrassen mit 35-70 m über in die frühe Elster-Kaltzeit reicht (Tab. 1). Vorfl uterniveau die größten Höhendiff erenzen Auf niedersächsischer Seite ist ein solches Vor- auf. Deren Ablagerungen werden einem prä- kommen mit 35 m über dem nächstgelegenen bis frühelsterzeitlichen Oberterrassensystem zu- Mittelterrassen-Vorkommen am Oheberg geordnet. Die Mittelterrasse liegt i.d.R. 15-20 (früher Ohmberg) bei Klein Döhren erhalten m über Vorfl uterniveau. Deren Flusssedimente (B & S 1926, B 1987, werden als überwiegend frühdrenthezeitliche W 1930). In seiner paläozoischen Mittelterrassensedimente gedeutet, die aber Geröllführung stimmt dieser Kies fast völlig durchaus auch spätelsterzeitliche Anteile haben mit Ablagerungen der Gose-Mittelterrasse können (Tab. 1). Im Gegensatz zu den Abla- überein und wird von B (1987) als Ab- gerungen des Oberterrassensystems enthalten lagerung einer „Ur-Gose“ gedeutet. Weitere 75 mittelterrassenzeitliche Sedimente in der Regel Oberterrassen-Vorkommen beschrieb S- einen geringen nordischen Geröllanteil. Die  (1931) im Bereich der Innerste. Allerdings Niederterrassensedimente liegen 0-1 m über konnten an keinem dieser Vorkommen nach Vorfl uterniveau. Sie werden in die Weichsel- Überprüfung durch R (1977) präglaziale Kaltzeit gestellt. Ein weiteres stratigraphisches Flusssedimente nachgewiesen werden. P Hilfsmittel sind warmzeitliche Böden, die im (1968) beschreibt aus Bohrungen im Bereich Untersuchungsgebiet z.T. als Parabraunerden des Subrosionsgebietes bei Salzgitter-Lebenstedt oder in Form von Entkalkungshorizonten Oberterrassensediment-Vorkommen der In- vorliegen. Sie sind aus der Holstein- und Eem- nerste. Nach S (1931) soll es sich um Warmzeit überliefert. Der Saale-Komplex lässt Ablagerungen der Nette handeln, da die Inners- sich im nördlichen Harzvorland bodenkund- te zu dieser Zeit einen nördlichen Lauf über lich in die Fuhne-Kaltzeit, die anschließende Liebenburg und Salzgitter Bad besaß (Abb. 2). Schöningen- bzw. Dömnitz-Warmzeit und das Erst ab der Elster-Kaltzeit wurde der Bereich darauff olgende kaltzeitliche Drenthe-Stadium bei Salzgitter-Lebenstedt von der Innerste ein- diff erenzieren (Tab. 1). genommen (S , B ). Auf sachsen-anhaltinischer Seite sind weitere Oberterrassensediment-Vorkommen zu fi nden, die sich auf das Gebiet zwischen Radau und Ilse 3.1 Prä-Elster- bis frühe Elster-Kaltzeit konzentrieren (H 1998, S 1930, W 1930, W et al. 1932, Präglaziale bzw. präelsterzeitliche Ablagerungen W 2004). Viele dieser Vorkommen sind im nördlichen Harzvorland aufgrund der konnten nach Geländebegehungen nicht als erosiven Wirkung der elster- und saalezeitlichen Oberterrassensedimente identifi ziert werden, nordischen Inlandgletscher selten zu fi nden sondern es handelten sich dabei entweder um (Abb. 1). An verschiedenen Stellen sind iso- Fließerden oder aufgrund der Höhenlage über lierte präglaziale Kiesvorkommen beschrieben, Vorfl uterniveau um Mittelterrassensedimente 48 HANS-JÜRGEN WEYMANN, LUDGER FELDMANN & HENNING BOMBIEN

Tab. 1: Vereinfachte Gliederung des Quartärs im Harzvorland. Das Pleistozän desnördlichen Harzvorlands

Abb. 2: Verlauf der frühelster- und frühsaalezeitlichen Harzfl üsse und mögliche gemeinsame Abfl usswege von Fluss- und Schmelzwässer während der Saale-Kaltzeit im nördlichen Harzvorland. 49 50 HANS-JÜRGEN WEYMANN, LUDGER FELDMANN & HENNING BOMBIEN

(F 2002, W 2004). Ein mar- wässer. Wie in Ostdeutschland (E kantes Oberterrassensediment-Vorkommen ist 1975, 1994) sind auch im nordöstlichen am Saßberg erhalten, das nach seinem paläo- Harzvorland an wenigen Stellen zwei elster- zoischen Geröllinhalt zum Eckereinzugsgebiet zeitliche Eisvorstöße erkennbar. Aus Bohrun- gehört (W 2004). Weitere Oberterras- gen im Bereich der Salzstruktur Oschersleben sensediment-Vorkommen liegen am Südrand – Staßfurt werden von W (1970) an des Großen Fallsteins und können nach ihrem Bohrprofi len zwei Grundmoränen, die durch Geröllinhalt dem Holtemme-Goldbachsystem Bändertone unterteilt werden, beschrieben. In zugeordnet werden (W 2004). Ähn- den Tagebauen Nachterstedt und Königsaue liche Vorkommen sind südlich des Huys und nördlich von Aschersleben unterscheidet M- südwestlich von Halberstadt zu fi nden. Nach  (1967) zwei Elster-Grundmoränen durch diesen Vorkommen lässt sich ein präelsterzeit- ihren Geschiebestand. liches Holtemme-Goldbachsystem mit einem Elsterzeitliche glaziäre Ablagerungen sind im Verlauf nach Nordwesten südlich des Huys Untersuchungsgebiet in Tagesaufschlüssen oft und Großen Fallsteins vermuten. Im Bereich als Schmelzwassersedimente, selten als Becke- Huy und Großer Fallstein fl ossen die Ilse und nablagerungen oder Grundmoränen zu fi nden. Ecker tributär diesem System zu (W Solche Vorkommen liegen westlich der Oker 2004). Im Ecker- und Ilsegebiet rekonstruierte bei Wehre und Beuchte (B 1987, F- F (2002) zwei Oberterrassenniveaus.  2002) sowie östlich der Ilse bei Deers- Er unterteilte diese nach ihrer Höhenlage zum heim. Weitere Vorkommen sind im Bereich der Vorfl uterniveau mit 55-75 m in das obere Saß- Bode nördlich von Quedlinburg und im Be- berg-Niveau und mit 35-45 m in das untere reich der Selke rund um Aschersleben vorhan- Stapelburg-Niveau. Nach F (2002) den (W 2004). All diese Vorkommen könnte aufgrund der Terrassenstratigraphie das weisen im Untersuchungsgebiet den höchsten Saßberg-Niveau cromer- und das Stapelburg- nordischen Geröllanteil von 60-75% auf (B- Niveau elsterzeitlich eingestuft werden.  1987). Diese Ablagerungen können si- Sehr selten treten warmzeitliche, präglaziale cher der Elster-Kaltzeit zugeordnet werden, da Ablagerungen auf. Ein solches Vorkommen be- sie von Mittelterrassensedimenten überlagert schreiben  K (1972) und  werden. Zusätzlich wurde in den Aufschlüssen K & H (1998) aus einer bei Wehre (F 2002) und westlich von Spaltenfüllung am Sudmerberg bei Goslar und Aschersleben (G & W 1998) stufen es in den Cromer-Komplex ein. von K.-D. M eine Leitgeschiebezählung durchgeführt. Die Zählung ergab nach dem TGZ eine Geschiebevormacht aus Südschwe- den, wie es für elsterzeitliche Sedimente in die- 3.2 Elstervereisung sem Raum typisch ist (H & M 1997). Die elsterzeitlichen Schmelzwasserse- Nach D (1929), L (1954) und dimente bei Beuchte und Wehre füllen nörd- S (1931) reichte der elsterzeitliche lich des Harly eine Rinne unterhalb des Mit- Inlandgletscher bis an den Nordrand des Ober- telterrassenkies (F 2002). Dieser in harzes heran und überschritt den Unterharz der Elster-Kaltzeit subglaziär angelegten Rinne (G 1921). Der Ablauf der Elstervereisung folgt heute der Weddebach. Die Weddebachtal- ist im Untersuchungsraum nahezu unbekannt, Rinne wird als die südliche Fortsetzung der un- so auch das Entwässerungsnetz der Schmelz- teren Okertal-Rinne angesehen und gibt einen Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands 51

Hinweis auf einen Entwässerungsweg für das Entkalkungshorizont aufweist (B 1987, Schmelzwasser. Die Annahme für die elsterzeit- F 2002). Ebenso kann die mächtige, liche Rinnen-Anlage wird durch Beobachtun- entkalkte Abfolge von Schmelzwassersedi- gen gestützt, die von T (1990) aus dem menten im Aufschluss bei Beuchte auf diese Bereich Salzgitter beschrieben werden. Unter Bodenbildung zurückgeführt werden (F- und über mächtigen Schmelzwassersedimenten  2002). Aufgrund der Mächtigkeit dieser lässt sich jeweils eine Grundmoräne nachwei- entkalkten Abfolge scheidet eine Pedogenese sen. Die liegende Grundmoräne kann damit als unter periglazialen Permafrostbedingungen elsterzeitlich gedeutet werden. aus, so dass diese durch die Lage zwischen Elster- und Mittelterrassensedimenten in die Holstein-Warmzeit zu stellen ist. Ein weiteres Vorkommen warmzeitlicher Bildungen liegt 3.3 Holstein-Warmzeit nördlich von Legende, wo in Mittelterrassen- sedimenten eine bis zu 15 m mächtige, glazi- Organogene oder fossilführende Sedimente, die tektonisch eingeschuppte Kies-Schluff -Schicht aufgrund ihrer Biostratigraphie eindeutig der aufgeschlossen war. Diese Schicht weist an Holstein-Warmzeit zugeordnet werden können, einer Stelle umgelagertes Bt-Material einer sind im Untersuchungsgebiet nicht nachgewie- warmzeitlichen Parabraunerde auf (F sen. Auch pollenanalytisch datierte Sedimente, 2002). Aufgrund der Lagebeziehung zu den wie etwa im Tagebau Schöningen (U Mittelterrassensedimenten ist das umgelagerte 1991), sind nur aus einer Bohrung bei Seesen Bodenmaterial prädrenthezeitlich und kann so- bekannt (D 1976). B (1987) mit aus der Holstein-Warmzeit oder auch dem wies nördlich des Sudmerberges bei Goslar ein frühen Saale-Komplex stammen. Holstein-Vorkommen nach. Das Vorkommen besteht aus warmzeitlichem, humosen Schluff , der von Mittelterrassensedimenten überlagert 3.4 Saale-Komplex wird. Bei Aschersleben wurde von M (1967) ein ähnliches Vorkommen von Mudden Im nördlichen Harzvorland konnten die Abla- mit warmzeitlichen Mollusken, Ostrakoden gerungen des Saale-Komplexes am besten un- und Großsäugerknochen in die Holsteinzeit tersucht werden, da diese am weitesten verbreitet datiert, da diese ebenfalls von Mittelterrassen- sind und zudem gut aufgeschlossen sind bzw. sedimenten überlagert werden. Ein sicheres waren. Die stratigraphische Abfolge dieser Abla- Holstein-Vorkommen stellen die mollusken- gerungen spiegelt einen diff erenzierten Wechsel führenden Travertine bei Schwanebeck östlich an warm- und kaltzeitlichen Klimabedingungen des Huys dar, die von glazigenen Sedimenten während des Saale-Komplexes wider. unter- und überlagert werden (S 1919, W 1930). Weitere Hinweise auf warmzeitliche Bildungen zeigen sich in Form von Entkalkungshori- 3.4.1 Fuhne-Kaltzeit bis Dömnitz-Warmzeit zonten, die als Cv-Horizonte des ehemaligen Holsteinbodens gedeutet werden können. Hinweise für Bildungen der Fuhne-Kaltzeit und Ein solches Vorkommen ist im Aufschluss bei Dömnitz-Warmzeit, die zwischen elsterzeitli- Wehre erhalten, wo der obere Bereich der els- chen Schmelzwasser- und frühdrenthezeitli- terzeitlichen Schmelzwassersedimente einen chen Mittelterrassensedimenten lagern, sind im 52 HANS-JÜRGEN WEYMANN, LUDGER FELDMANN & HENNING BOMBIEN

Abb. 3: Deckschichten zwischen elsterzeitlichem Schmelzwassersand und Mittelterrassenkies in Beuchte. 1) Schuttfuß, 2) geschichteter Sand, 3) entschichteter Sand, 4) Kies-Schluffl agen (kf=karbonatfrei), 5) Mit- telterrassenkies (k=karbonathaltig)

Untersuchungsgebiet nur aus dem Aufschluss gertes Bt-Bodenmaterial erhalten blieb. Im frü- bei Beuchte bekannt (Abb. 3). Nach F- hen Drenthe-Stadium wurde die Parabraunerde  (2002) weist die hier zwischengeschaltete unter periglaziären Bedingungen erodiert und Schichtenfolge zwei periglaziale Phasen in Form als Resediment in der Fließerde abgelagert. Die von entschichtetem, kryoturbat überprägten gesamte Schichtenfolge wird von Mittelterras- Sand (Nr. 3 in Abb. 3) und einer überlagernden sensedimenten überlagert. Fließerde (Nr. 4 in Abb. 3) auf. In der Fließerde deuten Toncutane auf umgelagertes Bt-Boden- material hin, die einer Bodenbildung der Döm- nitz-Warmzeit angehören können. 3.4.2 Frühes Drenthe-Stadium Hieraus ergibt sich folgende Abfolge: Unter der Schichtenfolge lagern elsterzeitliche Schmelz- Das frühe Drenthe-Stadium war im Vorfeld der wassersedimente, die im oberen Bereich in der Hauptvereisung durch Permafrostbedingungen Holstein-Warmzeit entkalkt wurden (Abb. 3; geprägt (F 2002). In dieser Zeit er- Kap. 3.3). Darüber folgt entschichteter, kry- folgte im nördlichen Harzvorland weitfl ächig in oturbat überprägter Sand. Die Überprägung verfl ochtenen Flusssystemen (braided river) die wird in die Fuhne-Kaltzeit gestellt. In der da- Hauptakkumulation der Mittelterrassensedi- rauff olgenden Dömnitz-Warmzeit bildete sich mente (Abb. 1; vgl. B 1987, W eine Parabraunerde, die in Resten als umgela- 2004). In den Mittelterrassensedimenten sind Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands 53 vielerorts Eiskeile und Kryoturbationshorizon- terrassensedimente. Er stellt aber die gesamte te eingeschaltet, die periglaziale Bedingungen Gliederung der Mittelterrassensedimente in während der Ablagerung belegen. In der Ver- das frühe Drenthe-Stadium, was nach K gangenheit wurde insbesondere im Bereich der (1964, 1995) für das Saalegebiet und nördliche Bode, Selke und Eine eine Zweiteilung der Mit- Harzvorland der “3. Mittelterrasse” entspricht. telterrassensedimente diskutiert, die aufgrund Somit lassen sich die Mittelterrassensedimen- unterschiedlicher Geröllzusammensetzungen te fast ausschließlich als frühdrenthezeitliche (W 1926, 1930), einer eingeschal- Ablagerung deuten, die z.T. fl ussdynamisch in teten Grundmoräne (M 1967) und eines Kalt- und Warmphasen mit stadialem und in- Kryoturbationshorizontes (L 1958) un- terstadialem Charakter gegliedert werden kön- terteilt waren. nen. Nur in einem Vorkommen bei Abbenrode Nach geröllanalytischen Untersuchungen weist der untere Teil der Mittelterrassensedi- von W (2004) war in diesem Bereich mente eine Entkalkung auf, die möglicherweise eine Unterteilung dieser Sedimente nicht re- auf die Holstein-Warmzeit zurückgeführt wer- produzierbar. Im Einegebiet traten in einem den kann. In diesem Fall wäre der untere Teil Aufschluss südlich von Aschersleben in den der Mittelterrassensedimente in die späte Els- Mittelterrassensedimenten eine eingeschaltete ter-Kaltzeit zu stellen. Schluff -Kiesschicht mit einer darunterliegen- Eine sichere stratigraphische Einstufung der den geringmächtigen Grobkieslage aus nordi- Mittelterrassensedimente in die frühe Saale- schen Geröllen auf. Die Schluff -Kiesschicht Kaltzeit erfolgte neben der teilweisen Unter- wurde nach W (2004) aufgrund ge- und Überlagerung von Schmelzwassersedi- röllpetrographischer Zusammensetzung als menten durch ihre markante Höhenlage über Fließerde angesprochen. Die darunterliegende Vorfl uterniveau. Diese liegt im Bereich der Grobkieslage wies nach ihrer Dachziegellage- Innerste und Radau bei 15 m (B 1987) rung auf eine Fließrichtung nach Norden hin. sowie im Bereich der Holtemme, Bode, Selke Daher wurden die nordischen Gerölle als Re- und Eine bei 15-20 m (W 2004). Dage- sediment einer südlich gelegenen, präexistie- gen besitzen die Mittelterrassen im Ecker- und renden elsterzeitlichen Grundmoräne gedeutet. Ilsegebiet insbesondere im Bereich des Großen In dem selben Aufschluss war als weitere Aus- Fallsteins eine Höhe bis 25 m (F nahme ein markanter Kryoturbationshorizont 2002, W 2004). Für eine Deutung die- erhalten. Dagegen verteilen sich im nordöstli- ser Vorkommen als Mittelterrassensedimente chen Harzvorland die Kryoturbationen im Ver- spricht das geringe Auftreten nordischer Geröl- tikalbereich der Mittelterrassensedimente i.d.R. le. Eine weitere Erklärung für die markant gro- als unregelmäßige, lateral begrenzte Bildungen. ße Höhenlage im Bereich des Großen Fallsteins Daher wurde der im Aufschluss beobachtete erfolgt im Kapitel 4. Kryoturbationshorizont von W (2004) Für die Rekonstruktion des frühdrenthezeitli- als lokale Erscheinung angesehen, die eine kurz- chen Flussnetzes konnten im Untersuchungs- fristige, mehrphasige Aufschotterung eines kalt- gebiet die Mittelterrassensedimente nach ihrer zeitlichen Flusses (braided river) widerspiegeln. paläozoischen Geröllführung zu den Lieferge- Dagegen interpretierte F (2002) im bieten heutiger Harzfl üsse zugeordnet werden. Bereich zwischen Oker und Ecker in verschie- Hierbei sind die Mittelterrassensedimente denen Vorkommen aufgrund von Kryoturbati- teilweise durch einzelne markante Gerölle onshorizonten und Einschaltungen von Hoch- (“Leitgerölle”) oder spezifi sche Geröllspektren fl utlehm eine Zwei- bis Dreiteilung der Mittel- gekennzeichnet. B (1987) konnte auf 54 HANS-JÜRGEN WEYMANN, LUDGER FELDMANN & HENNING BOMBIEN niedersächsischer Seite drei Flusssysteme un- Rammelsbachzufl uss, gekennzeichnet durch terscheiden. Das Innerstesystem, das nach dem hohen Kieselschieferanteil, lag weiter stromab. Geröllbestand überwiegend aus Grauwacken-, Flussabwärts fl oss das Ilse-Rammelsbachsystem Kieselschiefer- und Tonschiefergeröllen besteht, zwischen Großem Fallstein und Huy und dann hatte bis zum Salzgitterer Höhenzug einen nördlich des Großen Fallsteins im Bereich des ähnlichen Verlauf wie heute (Abb. 2). Ab der Großen Bruchs nach Westen. Talenge zwischen Salzgitterer Höhenzug und Weiter im Osten fl oss nach W (2004) Hainberg erfolgte der Abfl uss in nordöstlicher der Goldbach (hohe Diabasanteile) ab dem Richtung und nicht wie heute zur Leine. In Harzrand nach Nordosten nördlich von Qued- diesem Bereich sind Innerstesedimente bereits linburg der Bode zu. Die Bode, die durch seit W (1928) bekannt. Das Gosesys- den Zweiglimmergranit des Rambergmassivs tem, das nach dem Geröllbestand überwiegend charakterisiert ist, besaß im Bereich der heu- durch devonzeitliche Sandstein-/Quarzitgerölle tigen Holtemmemündung eine westlichere charakterisiert ist, besaß zur Mittelterrassenzeit Ausdehnung. Im Bereich von Oschersleben gegenüber heute zwei unterschiedliche Abfl üs- fl oss die Bode wie heute nach Osten zur Saale. se: Einen über Goslar-Jerstedt nach Westen Die Selke (hohe Grauwackenanteile) vereinigte zum Innerstesystem und einen über Immen- sich westlich von Aschersleben mit der Eine rode-Weddingen nach Nordosten zum Oker- (hohe Harzgangquarzanteile) als Selke-Einesys- system. Allerdings vertreten B (1987) tem und fl oss nach Nordwesten der Bode zu. und F (2002) eine unterschiedliche Ein möglicher Wipperabfl uss ab Aschersleben Auff assung über den zeitlichen Ablauf beider wurde aufgrund fehlender Karpholithgerölle Abfl usswege, so dass unklar bleibt, welcher der ausgeschlossen. beiden Abfl üsse der jüngere ist. Das von B (1987) bezeichnete Ostsys- tem, das die Oker, Radau, Ecker und Ilse um- fasst, konnte von ihm aufgrund der damaligen 3.4.3 Drenthevereisung Grenze zur DDR nur bedingt untersucht wer- den. B (1987) beschrieb ab dem Harly Glazigene Ablagerungen, die Mittelterrassense- einen gemeinsamen Abfl uss der Oker-Radau dimente überlagern, können dem Saale-Kom- nach Norden. Er ließ aber schon die Möglich- plex zugeordnet werden. Solche Vorkommen keit off en, dass die Ecker erst ab dem Großen sind vielerorts im Untersuchungsgebiet vor- Fallstein in das Ostsystem mündete. Ebenso handen. Vereinzelt liegen sie auch in unmit- zeichnete er schon einen Ilselauf nördlich des telbarer Nähe des Harzrandes (B 1983, Großen Fallsteins nach. W (2004) C 1983). Hierzu zählt insbesondere konnte aufgrund diff erenzierter Untersuchun- das Vorkommen bei der Innerste-Talsperre gen die Flussläufe der Ecker und Ilse rekonstru- (B 1987, F 2002), wo Stau- ieren (Abb. 2). Das Eckersystem, das insbeson- becken- und Schmelzwassersedimente sowie dere durch Eckergneisgerölle gekennzeichnet Reste von Geschiebelehm Mittelterrassensedi- ist, besaß gegenüber heute einen nordöstliche- mente überlagern. Weitere Vorkommen lassen ren Verlauf und mündete am Nordwestrand sich im östlichen Teil des Untersuchungsgebiets des Großen Fallsteins in das Große Bruch. Die im Bereich der Bode und Selke fi nden, wie z.B. Ilse mit ihrem hohen Geröllanteil an Ilsestein- das Grundmoränen-Vorkommen bei Warnstedt granit und Ackerbruchbergquarzit besaß harz- unmittelbar nördlich des Harzrandes (W- randnah eine östlichere Ausdehnung und der  2004). Nach diesen lokal auftretenden Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands 55

Fundpunkten scheint ein saalezeitlicher Eis- serungsnetz der Schmelz- und Flusswässer vorstoß bis in Harzrandnähe belegbar zu sein während der maximalen Vergletscherungsphase (F 2002). Dieser Eisvorstoß wird in aussah. F (2002) kommt nach grober die Hauptdrenthezeit gestellt und entspricht Abschätzung der anfallenden Schmelz- und nach F (2002) der Zeitzer Phase Flusswässer auf enorme Wassermengen, die am bzw. nach L (1958) der Hamelner Pha- Eisrand in der Dimension eines mittleren bis se. Dagegen reichte der Inlandgletscher im großen europäischen Flusses abgefl ossen sein Drenthe 2 bis zum Allertal (F 2002) mussten. Eine Möglichkeit für den Verbleib des und das warthestadiale Eis bis zur Lüneburger Wassers ist die kurzfristige Speicherung in Eis- Heide (L 1964, H 1991). In einem stauseen, wie es in Ostdeutschland durch ent- Vorkommen bei Großalsleben wurde für den sprechende Staubeckensedimente nachgewiesen hauptdrenthezeitlichen Inlandgletscher nach wurde (E 1994). Solche Sedimente Geschiebelängsachseneinregelung eine Eisvor- wurden bislang im Untersuchungsgebiet nicht stoßrichtung aus Nordwest ermittelt (G- gefunden, so dass ein weiterer Abfl ussweg für  & W 1998). Ein ähnlicher die Schmelz- und Flusswässer in Urstromtälern Wert ergab sich auch im Vorkommen bei Ab- und subglazialen Rinnen zu suchen ist. Ein benrode (F 2002). B (1987) solcher Abfl ussweg ist das Große Bruch, das als kommt bei seinen Untersuchungen auf einen West-Ost streichende, 2 bis 3 km breite und 40 Eisvorstoß aus nordöstlicher Richtung. Beim km lange Talung in 20 bis 30 km Entfernung Vorkommen bei Hoym westlich Aschersleben vom Harzrand verläuft. Das Große Bruch mün- wurden Werte aus Ost ermittelt (G det im Westen ins Okertal und im Osten geht es & W 1998). Die unterschiedlichen Eis- in den Unterlauf des Bodetals über. vorstoßrichtungen können an einigen Stellen Die Entstehung der Großen Bruch-Rinne ist durch die Morphologie beeinfl usst worden sein bislang noch nicht zweifelsfrei geklärt. Eine (B 1987, F 2002). tektonische Anlage wird ausgeschlossen, da die Angaben zur Mindestmächtigkeit des nor- Rinne die präglazialen Schichten und Struktu- dischen Inlandgletschers sind unsicher. Im ren im spitzen Winkel schneidet (F nördlichen Harzvorland gibt es vereinzelt et al. 2001, F 2002). Daher wird Hinweise, dass die Eisoberfl äche höher als 300 für die Rinne eine rein erosive Entstehung m ü. NN gelegen hat. Hierzu zählen die 280 angenommen. Der Rinneninhalt besteht von m ü. NN hoch gelegenen “Gletschertöpfe” im unten nach oben aus lokal auftretendem saa- Huy (S 1957, G 1998). Zu lezeitlichen Geschiebemergel, saalezeitlichen ähnlichen Ergebnissen kam auch K Schmelzwassersedimenten, weichselzeitlichen (1992), der im Raum Seesen-Goslar die Höhe Flusssanden, holozänen Beckenschluff en und der Geschiebegrenzen mit 290-320 m ü. NN Niedermoortorfen (F et al. 2001). angibt. Allerdings ist die stratigraphische Deu- Die Mächtigkeit dieser quartären Talfüllung ist tung der “Gletschertöpfe” und Geschiebegrenze mit 24 bis 60 m stark schwankend, so dass die im Einzelnen unklar. F (2002) gibt Quartärbasis in der Rinne z.T. Übertiefungen aufgrund dieser und ähnlicher Hinweise eine aufweist. Nach diesen Befunden wird für die Abschätzung für Eismächtigkeiten an: Rinne eine subglaziale Entstehung während • am Harzrand 50-70 m der Maximalverbreitung des Drentheeises • in 10 km Entfernung 160-180 m angenommen (F et al. 2001). Nach • in 15 km Entfernung über 200 m Vorstellung von F (2002) fl ossen mit Bis heute ist völlig ungelärt, wie das Entwäs- erosiver Wirkung unter dem Drentheeis unter 56 HANS-JÜRGEN WEYMANN, LUDGER FELDMANN & HENNING BOMBIEN

Druck stehende Schmelzwässer nach Westen Überlagert wird die Abfolge von 8 bis 22 m und vereinigten sich im Bereich der Okertal- mächtigem groben Harzschotter, der von P- Rinne mit aus Norden kommenden Schmelz-  (1991) als “Schottersturz” gedeutet wurde. wässern. Diese fl ossen zusammen nach Süden Der grobe Harzschotter weist in diesem und in zum Eisrand ab. Von dort erfolgte der Abfl uss einem benachbarten Vorkommen einen nor- der Schmelzwässer auf oder unter dem Eisrand dischen Geröllanteil von 7 bis 8% auf. Diese parallel zum Harzrand in westliche Richtung Vorkommen werden von F (2002) (B 1987, F 2002). Hinweis als Kamesablagerungen gedeutet. Auf dem hierfür gibt eine von Goslar über Astfeld und stagnierenden Eis wurde das Material durch Langelsheim entlang des Gebirgsfußes verlau- von Süden kommende Harzfl üsse transportiert fende markante Talung. und in Spalten sowie in Kesseln abgelagert. Ein Die Große Bruch-Rinne hatte zumindestens ähnliches Vorkommen ist bei Warnstedt zu fi n- im Westteil eine Vorform durch eine fl uviatile den (W 2004). Hier lagern über einer Talung. Dies deuten Mittelterrassensediment- Grundmoräne 8 m Kies, der im Geröllbestand Vorkommen des Ilse-Rammelsbachsystems am wenig nordischen (5%) und viel paläozoischen Ost- und Nord-Rand des Großen Fallsteins Anteil (91-93%) aufweist. Der paläozoische an (F et al. 2001, W 2004). Geröllanteil kann dem Einzugsgebiet der Bode Dagegen kann für den östlichen Teil des Gro- zugeordnet werden. Ähnliche Vorkommen mit ßen Bruchs zwischen Hessendamm und dem geringem nordischen Geröllanteil und in der Bodetal eine prädrenthezeitliche Vorform eines Höhenlage einer Mittelterrasse wurden von durchgehenden Flusses oder in der Elster-Kalt- R & A (1975) bei Hal- zeit angelegtes Urstromtal, wie es von E berstadt sowie von B (1987) östlich der (2003) vermutet wurde, sicher ausgeschlossen Radau beschrieben und als “Mischsedimente” werden. Gründe hierfür sind das Fehlen von interpretiert. Dagegen wird das Vorkommen Terrassensedimenten und eindeutigen elster- bei Warnstedt von W (2004) vor al- zeitlichen Schmelzwasserablagerungen. lem nach seiner Höhenlage von 45 m über der Nach dem Drenthe-Maximalstand ist die heutigen Bode als proximale Schmelzwasser- Eismasse abgeschmolzen bzw. zerfallen. Die ablagerung gedeutet. Der hohe paläozoische Abschmelzphasen erfolgten sukzessive, so Geröllgehalt lässt sich auf Umlagerung älterer dass während dieser Zeit der Eisrand durch Bodesedimente zurückführen. Weiterhin deu- kleine erneute Vorstöße oszillierte, im wei- ten Überschiebungen und Verfaltungen in der teren Abschmelzprozess zerriss und so große Abfolge auf eine nachträgliche glazitektonische stagnierende Eismassen zurückließ. Dies ist Überprägung hin. Daher wird die gesamte durch Endmoränen und Kamesablagerungen, Abfolge als Stauchendmoräne gedeutet. Ein die z.T. von Grundmoränen unterlagert wer- weiteres Stauendmoränen-Vorkommen ist bei den, dokumentiert (F 2002). Solche Abbenrode aufgeschlossen. Hier liegt über den Vorkommen sind in Harzrandnähe zwischen Mittelterrassensedimenten Geschiebemergel, Bad Harzburg und Goslar bzw. im weiteren der von einem zweiten, z.T. deformierten Ge- Verlauf zwischen Astfeld und Langelsheim in schiebemergel überlagert wird. Darüber folgen Richtung Rhüden zu fi nden. Das Vorkom- 15 m mächtige Schmelzwassersedimente, die men am Tillyberg östlich von Astfeld weist im nach schuppenförmigem Aufbau und Über- Liegenden eine 2-3 m mächtige Grundmorä- schiebungen vom nordischen Inlandgletscher ne und darüber 3 m mächtige glazifl uviatile glazitektonisch überprägt wurden. Dieser Auf- Nachschüttsedimente auf (F 2002). schluss ist mehrmals beschrieben worden und Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands 57 wurde zusammenfassend in F (2002) (F et al. 2001). Vorstellbar ist, dass dargestellt. F (1997, 2002) sieht in bislang nicht nachgewiesene lokale Eisstauseen dem Vorkommen bei Abbenrode eine eigen- südöstliche Gerölle zurückgehalten haben. ständige Eisrandlage und bezeichnet diese als “Abbenroder Randlage”. Mit dieser Randlage könnte auch das Stauchendmoränen-Vorkom- 3.4.4 Warthe-Stadium men bei Warnstedt korreliert werden. Nach Westen lässt sich die “Abbenroder-Randlage” Während des Warthe-Stadiums herrschten im aufgrund steilgestellter Schmelzwassersedimen- Untersuchungsgebiet periglaziale Bedingungen. te nördlich des Harlys und weiter im Westen B (1987) hält die geologischen Ver- aufgrund der Morphologie am Nordfuß des hältnisse während dieser Zeit für weitgehend Salzgitterer Höhenzuges vermuten. ungeklärt. Er vermutet für diese Zeit eine in- Die nächstjüngere Eisrandlage ist im Untersu- tensive Erosion, da sich die Harzfl üsse nach der chungsgebiet nicht mehr als durchgehende Eis- drenthezeitlichen Vergletscherung neue Wege front rekonstruierbar, sondern durch isolierte nach Norden bahnen mussten. F Endmoränen-Vorkommen dokumentiert. Ein (2002) vertritt die Auff assung, dass die großen solches Vorkommen beschrieb W Täler der Innerste, Oker, Ecker, Ilse und Hol- (1970) nördlich von Oschersleben, das er als temme bereits während der Drenthehauptver- “Endmoräne von Hornhausen-Druxberge” eisung durch subglaziale Erosion angelegt und bezeichnete. Ob auch das fragwürdige Vorkom- im Warthe-Stadium bereits von Harzgewässern men südlich des Großen Bruchs bei Jerxheim genutzt wurden. Zudem glaubt F zu dieser Randlage gehört, muss off en bleiben (2002) an verschiedenen Stellen im Bereich (F 2002). Jüngere Eisvorstöße erreich- der Oker, Ecker und Stimmecke nach mor- ten das Untersuchungsgebiet nicht mehr. phologischen Kriterien lokale Terrassenleisten In der darauff olgenden Vereisungsphase, dem ausgliedern zu können. Nach ihrer Höhenlage jüngeren Drenthe-Stadium (Drenthe 2), stieß über Vorfl uterniveau liegen diese mit 5 bis 8 das Inlandeis bis nach Leipzig vor und bildete m zwischen der Höhenlage der Mittel- und die Petersberger Eisrandlage (R 1964, Niederterrasse. Aufschlüsse wurden in den F 2002). Dessen Entwässerung im Sedimenten bisher nicht gefunden, aber nach Raum Leipzig-Halle-Bernburg beeinfl usste Sondierungen handelt es sich um sandigen Kies das Untersuchungsgebiet (R 1963, 1964, bis kiesigen Sand, in dem geröllpetrographisch F et al. 2001, F 2002). Harzgesteine dominieren. Allerdings konnte Danach ist das Schmelzwasser durch das Saa- keine repräsentative Kiesanalyse ausgewertet letal bis Bernburg und im weiteren Verlauf werden. Nach diesen Befunden sind die warthe- über Staßfurt, Oschersleben durch die Talung stadialen Terrassenleisten nicht eindeutig beleg- des Großen Bruchs gefl ossen. Ab Hornburg bar, aber unter der Annahme, dass im gesamten nahm das Schmelzwasser seinen Weg durch das Warthe-Stadium hochkaltzeitliches periglaziales Okertal in Richtung Norden zum Allertal. Zu Klima herrschte, nicht auszuschließen. dieser Zeit wurde die Große Bruch-Rinne noch einmal als Urstromtal reaktiviert (F 2002). Somit ist ein Teil der glazifl uviatilen Rinnenfüllung in diese Zeit zu stellen, wobei es nach geröllpetrographischer Auswertung keine Hinweise auf das Einzugsgebiet der Saale gibt 58 HANS-JÜRGEN WEYMANN, LUDGER FELDMANN & HENNING BOMBIEN

3.5 Eem-Warmzeit 3.6 Weichsel-Kaltzeit

Den derzeitigen zusammenfassenden Untersu- Während der Weichsel-Kaltzeit erreichten we- chungsstand über eemzeitliche Sedimente und der die nordischen Inlandgletscher noch deren Bildungen im nördlichen Harzvorland liefert Schmelzwässer das Untersuchungsgebiet, so F (2002). Hiernach sind nur wenige dass hier periglaziale Bedingungen vorherrsch- solcher Vorkommen im Untersuchungsgebiet ten. Unter diesen Bedingungen haben sich bekannt. Hierzu zählen die Eem-Vorkommen Löss, fl uviatile Niederterrassensedimente und bei Isingerode (R  M 1966) Fließerden abgelagert. Hinzu kommen die typi- und Aschersleben (M 1967). Am Ende schen periglazialen Prozesse wie Eiskeilbildun- der Saale-Kaltzeit wurden die warthestadialen gen, Kryoturbationen und interstadiale Boden- Sedimente erodiert, so dass zu Beginn der Eem- horizonten. Von F (2002) wurden im Warmzeit die Flüsse etwa ihr heutiges Niveau Weddebach- und im Stimmecketal zwei jung- erreichten. Dies deutet der fossile Eem-Boden pleistozäne Lössprofi le aufgenommen. Unter bei Isingerode an, der nach seiner Höhenlage dem holozänen Boden liegen zwei Nassböden, etwa im heutigen Auenniveau liegt. In dem die durch eine Lössschicht getrennt werden. Vorkommen wird ein Rest einer eemzeitlichen Darunter folgen ein Verbraunungs- und Ver- Parabraunerde, der als Bt-Horizont erhalten lehmungshorizont bzw. Relikte eines braunen ist, von einem Bleichhorizont sowie drei Hu- Bodens, der von mächtigem Löss unterlagert muszonen überlagert (R  M wird. Neben den Humuszonen bei Isingerode 1966). Nordwestlich von Aschersleben wurden (R  M 1966), die in die bei der Bildung einer postdrenthezeitlichen Tal- Altweichselzeit gestellt werden, entsprechen depression über dem Salzrücken des Aschers- die braunen Böden der Mittelweichsel- und die lebener Sattels u.a. eemzeitliche Seekreide und Nassböden der Jungweichselzeit (F Mudden abgelagert (M 1967). Weitere 2002). Eine weitere bedeutende weichselzeit- pedogenetische Anzeichen der Eem-Warmzeit liche Ablagerung stellen die in den Flusstälern stellen Karbonatzementierungen dar. Solche auftretenden Niederterrassensedimente dar, die Zementierungen sind in einem Vorkommen als kaltzeitliche Aufschotterung in verwilderten bei Aschersleben aufgeschlossen (W Flusssystemen (braided river) entstanden sind. 2004). Hier weisen im oberen Bereich der Nach ihrer Höhenlage liegen diese mit 0 bis 1 Mittelterrassensedimente, die am Top von Löss m über Vorfl uter in Talauenniveau (B überdeckt werden, z.T. starke Kalkzementati- 1987, W 2004). Allerdings weisen onen und Konkretionen auf. Wenn auch die F (2002) und B (1987) darauf Zementationen nicht näher untersucht wurden, hin, dass die bisher auskartierten Niederterras- so kann von einer beginnenden Zementierung sensedimente im oberen Bereich einen größe- in der Eem-Warmzeit ausgegangen werden, die ren Anteil an holozänem Schotter beinhalten sich bis ins Holozän fortgesetzt hat. Zu solchen können. Ergebnissen kam E (2002) bei seinen Vielerorts sind im oberen Bereich der Mittelter- Untersuchungen von karbonatischen Zemen- rassensedimente, die nur von geringmächtigem tationen in pleistozänen Lockersedimenten in Löss überdeckt werden, bis zu 2 m tiefe weich- Nordwest-Deutschland. Hiernach konnte im selzeitliche Kryoturbationshorizonte ausgebil- Großteil der Vorkommen die Hauptzementati- det. Diese Kryoturbationen weisen damit eine onsphase in die Eem-Warmzeit gestellt werden. sehr viel größere Dimension auf, als die mittel- pleistozänen Formen. Ursache für ihre Bildung Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands 59 war der längere periglaziale Zeitraum. Dies gilt ner Sedimente eine wichtige stratigraphische auch für die in den Mittelterrassensedimenten Leitfunktion. oder in Geschiebelehm auftretenden Eiskeile, Bislang ungeklärt ist die pleistozäne Erosion die im Vergleich zu den älteren die größten und die daraus folgende Flusstalbildung, die Breiten und Tiefen besitzen. In verschiedenen zu den markanten Höhenlagen der Terrassen- Aufschlüssen werden die Kryoturbationen oder sedimente führte. M (1999) führt die Eiskeile von Fließerden überlagert, die bis 0,8 Ursache für die quartäre Talerosion u.a. auf m mächtig werden können. Die Fließerde kann tektonische Hebung zurück. Hinweis für post- auf das ausgehende Hochglazial und Spätglazial mittelterrassenzeitliche tektonische Hebung der Jungweichselzeit eingegrenzt werden (F- liefern nach F (2002) die markant  2002). großen Höhenlagen von Mittelterrassensedi- ment-Vorkommen am Süd- und Ostrand des Großen Fallsteins. Der Große Fallstein bildet eine durch Salzaufstieg bedingte Struktur und 4 Fazit führte in diesem Bereich aufgrund junger He- bung zu den außergewöhnlichen Höhenlagen. Aus dem nördlichen Harzvorland stellen die Zudem liegen der Große Fallstein und die Untersuchungsergebnisse der pleistozänen Se- südlich angrenzenden Gebiete im Bereich der dimente ein Bindeglied zu den Ergebnissen aus Eichsfeld-Altmark-Schwelle, die nach P dem Weser-Leinegebiet (L 1958, 1960) (1993) seit dem Oberkarbon als Hochgebiet im Westen und aus dem Saale-Elster-Muldege- aktiv ist. So werden im Bereich dieser Schwelle biet (R , , E , , im südlichen Harzvorland bei Osterode pleisto- , K 1995) im Osten dar. Insbesonde- zäne Flusslaufänderungen auf mittel- und jung- re für den Saale-Komplex und für die Weichsel- pleistozäne Hebung zurückgeführt (J Kaltzeit lässt sich aufgrund der vielen Vorkom- 1995). Dagegen sieht W (2004) die men die stratigraphische Abfolge rekonstruie- große Höhenlage der Mittelterrasse am Großen ren und hieraus eine grobe Klimaentwicklung Fallstein als Folge der verstärkten Erosion durch herleiten. Dennoch bleiben für die pleistozäne die postmittelterrassenzeitliche Laufänderung Entwicklungsgeschichte eine Menge Fragen und damit verbundener Laufverkürzung des off en. Hierzu zählt das Entwässerungsnetz der Ilse-Rammelsbachsystems zur Oker. Schmelzwässer während der Elster- und Saale- Eine weitere Ursache für die Talerosion wird von Kaltzeit. Einen Hinweis hierfür liefern u.a. die F (2002) im Abschmelzen des spätsaa- Große Bruch- und die Okertal-Rinne, in denen lezeitlichen Permafrostbodens gesehen. Hierbei sich eine Entwässerung der Schmelzwässer nach wurden in den Flusstälern warthestadiale Flussse- Süden zum damaligen Eisrand andeutet. dimente, wie vereinzelte Fundpunkte im Bereich Die wenigen im Untersuchungsgebiet verteil- der Oker und Ecker vermuten lassen, weitestge- ten warmzeitlichen Bildungen können nur im hend ausgeräumt. Nach M (1999) kann stratigraphischen Verband zu Mittelterrassen- ein Teil der quartären Talerosion u.a. auf einen sedimenten datiert werden. Auch die Schmelz- Wechsel der Klimabedingungen zurückgeführt wasserablagerungen werden nur aufgrund ihrer werden. Besonders an der Grenze Saale-Kaltzeit/ Lage zu Mittelterrassensedimenten der jeweili- Eem-Warmzeit bzw. Eem-Warmzeit/Weichsel- gen Kaltzeit zugeordnet. Somit bekommen im Kaltzeit kam es zum Wechsel von sedimentärem Untersuchungsgebiet die Mittelterrassensedi- zu erosivem Verhalten eines Flusses (B mente für die zeitliche Einordnung pleistozä- 1969, V 1993). 60 HANS-JÜRGEN WEYMANN, LUDGER FELDMANN & HENNING BOMBIEN

F (2002) deutet das heutige Fluss- mit dem Aufbau eines Permafrostbodens, an- talnetz als ein unter dem Drentheeis sub- gezeigt durch Fließerden und Eiskeile. Durch glaziär, erosiv anlegtes Rinnensystem, das in weitere Abkühlung kam zur Ablagerung der un- der Abschmelzphase des Drentheises wieder teren Mittelterrassensedimente. Der darauff ol- Harzgewässer aufnahm. Regional führten gende Hochfl utlehm dokumentiert eine kurz- nach B (1987) und W (2004) fristige Wiedererwärmung, allerdings herrsch- auch mächtige Schmelzwasserablagerungen des ten immer noch periglaziale Bedingungen vor. saalezeitlichen Inlandeises zu Flusslaufände- Anzeiger hierfür sind Kryoturbationen. Die rungen. Dies hatte z.B. die Laufänderung des anschließende Abkühlung mit Ablagerung der Ilse-Rammelsbachsystems zur Folge, als in der mittleren und oberen Mittelterrassensedimente Abschmelzphase zwischen Großem Fallstein wurde durch eine kühle interstadiale Zeit mit und Huy der Inlandgletscher lag und so den Kryoturbationen unterbrochen. Im Drenthe- alten Flussweg nach Norden versperrte (W- Hochglazial erfolgte die zweite Vergletscherung  2004). Hinweise hierfür liefern in diesem des nördlichen Harzvorlands. Danach schlossen Raum mächtige Schmelzwasserablagerungen. sich ohne nachweisbare klimatische Unterbre- Nach den im Untersuchungsgebiet verbreiteten chung die Drenthe 2- und Warthevereisung an, Sedimenten sowie warmzeitlichen Böden lässt die beide das Harzvorland nicht erreichten. sich eine Aussage über die klimatische Ent- In der Eem-Warmzeit lagen die Temperaturen wicklung für das Pleistozän der Region machen zum Klimaoptimum über den maximalen ho- (F 2002): lozänen Werten. Eindeutige Klimaanzeiger ergeben sich erst mit Die Weichsel-Kaltzeit begann mit einer raschen den Ablagerungen der Elster-Kaltzeit (Tab. 1). Abkühlung unter 0° C, worauf Fließerden hin- Zunächst kam es zur Aufschüttung der Ober- weisen. Danach kam es unter interstadialen terrassensedimente, die unter periglazialen Bedingungen zur Bildung von humosen Zo- Bedingungen geschah. Die anschließende els- nen. Darauf folgende Fließerden zeigen wieder terzeitliche Vergletscherung ging mit einer star- periglaziale Bedingungen an. Im Mittelweich- ken Temperaturerniedrigung einher. Die Jah- sel führte eine Erwärmung zur Bildung eines resdurchschnittstemperatur lag im nördlichen braunen Bodens, der anschließend periglazial Harzvorland weit unter 0° C (kontinuierlicher überprägt wurde. Das Weichsel-Hochglazial Permafrost). zeigt mit Niederterrassensedimenten, Löss Die darauff olgende Holstein-Warmzeit war sehr und Eiskeilen periglaziale Bedingungen an. Im wahrscheinlich etwas wärmer als das Holozän. Spätglazial folgte eine Wiedererwärmung mit Der Saale-Komplex begann in der Fuhne-Kalt- kurzen Klimarückschlägen, die zur Bildung von zeit mit einer Abkühlung. Kryoturbationen und Fließerden führte. Mit dem Holozän begann Eiskeile deuten auf Permafrost mit Jahresmittel- eine warm-feuchte Klimaentwicklung, die bis temperaturen weit unter 0° C und periglaziale heute andauert. Verhältnisse hin. In der folgenden Dömnitz- Wacken-Warmzeit haben mit Jahresmittel- schnittstemperaturen bis 10° C, belegt durch Bodenbildung, interglaziale Klimaverhältnisse 5 Schriftenverzeichnis geherrscht. Die folgende Abkühlungsphase mit Aufschüttung der Mittelterrassensedimente lief B , A.  S, H. (1926): Erläute- stufenweise mit zwischengeschalteten intersta- rung zur Geologischen Karte von Preußen dialen Erwärmungsphasen ab. Die Zeit begann und benachbarten deutschen Landen, Blatt Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands 61

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Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm

A L  F P*)

Keywords: Iller Glacier, glacial overdeepening, glaci- [Indications for a glaciation of the Kempten Ba- olacustrine sediments, luminescence dating, sin (SW Bavaria) in the Middle Würmian] German Alpine Foreland Abstract: Lacustrine sediments from the glacially Kurzfassung: In den glazial übertieften Becken des over-deepened basin of the Würmian Iller Glacier würmzeitlichen Illergletschers wurden Untersu- are investigated regarding their relative position (log- chungen zur Lagerung (Bohr- und Aufschlussdaten) ging of cores and outcrops) as well as their chronol- und zur Chronologie (Lumineszenzdatierungen) ogy (luminescence dating). Th e results indicate three limnischer Sedimente durchgeführt. Die Ergebnisse separate phases of accumulation of fi ne-grained belegen drei getrennte Phasen mit einer Akkumula- lake deposits, which are correlated with the late tion von feinkörnigen lakustrinen Beckensedimen- High Glacial (Marine Isotope Stage 2), the Mid- ten im Bereich des Kemptener Beckens, die dem dle Würmian (MIS 3) and the pre-Würmian. Th e späten Hochglazial (Marines Isotopen-Stadium 2), sequences document by their characteristic sediment dem Mittleren Würm (MIS 3) und dem Präwürm development (till complex at the base; laminated zugeordnet werden. silts with dropstones; laminated silts) for the Kempt- Die Sedimentabfolgen dokumentieren mit ihrem ty- en Basin three glaciations followed by ice decay and pischen Profi laufbau (Tillkomplex an der Basis; Bän- a subsequent lake period. Th e Middle Würmian derschluff e mit dropstones; Bänderschluff e), dass im sediments are of particular stratigraphic importance Bereich des Kemptener Beckens in den drei genann- since they indicate a glaciation of the Kempten Ba- ten Zeitbereichen jeweils eine Vergletscherung mit sin that is, considering regional and global climatic Eiszerfall und abschließender Seephase nachzuwei- archives, correlated with MIS 4. Corresponding ice sen ist. Die mittelwürmzeitlichen Sedimentabfolgen marginal remains are yet not convincingly identifi ed sind stratigraphisch von besonderer Bedeutung, da since they were most probably overrun and eroded sie auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens during the Würmian glacial high stand (MIS 2). hinweisen, die unter Berücksichtigung regionaler und überregionaler Klimaarchive dem MIS 4 zuge- ordnet wird. Entsprechende Eisrandlagen konnten bisher an der Reliefoberfl äche nicht eindeutig nach- 1 Einleitung gewiesen werden, da sie mit dem Eisvorstoß zum Würmhochstand (MIS 2) vermutlich überfahren Seit einem knappen Jahrhundert stellt sich im und verschliff en wurden. Illergletschergebiet die Frage, ob es im letzten Glazial-Interglazial Zyklus mehr als nur einen *Anschrift der Verfasser: D. A. L, Geolo- gisches Institut, Universität zu Köln, Zülpicher Vorstoß alpiner Gletscher in das Vorland ge- Str. 49a, 50674 Köln, Deutschland, Email: geben hat. Insbesondere die ersten berechne- [email protected], D. F. P, Institut für ten Strahlungskurven (K & W Geologie, Universität Bern, Baltzerstrasse 1-3, 3012 1924), die auf drei Strahlungsminima während Bern, Schweiz, [email protected]. des letzten Glazials hinweisen, führten zu dem Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 65

Gedanken einer mehrfachen würmzeitlichen lassehochgebiet mit Mittelgebirgscharakter vom Vergletscherung des Illergletschergebietes. Rheingletschergebiet abgetrennt. Nach Norden E (1930), K (1937), S grenzt das Illergletschergebiet an glazifl uviatile (1940, 1953) und G (1959) unterschei- Schotterfelder und Schotterplatten, die seit den im Bereich des Iller-Lechgletschers bereits P & B (1901-09) als Typusre- drei bzw. zwei selbstständige, durch Interstadia- gion für die Mehrgliedrigkeit des Eiszeitalters le getrennte würmzeitliche Vorlandvergletsche- gelten. rungen. Die Existenz möglicher früh- und/oder Entsprechend der Ausdehnung des würmzeit- mittelwürmzeitlicher Vorstöße war in diesem lichen Illergletschers sind im Vereisungsgebiet Gebiet jedoch zugleich heftig umstritten im Relief hauptsächlich Formen und Ablage- (T 1936, G 1953). Mit zunehmender rungen des Hoch- und Spätglazials erhalten. So Kenntnis über Aufbau und Gliederung der in- konzentrierten sich bisherige Arbeiten auf die ternen Illergletscherstände (B 1975, Gliederung der End- und Rückzugsmoränen, H 1979, 1985, 1986, E 1980a, was eine Rekonstruktion der späthochglazialen 1983) wurde E (1930) früher Gliede- Rückzugsgeschichte des Illergletschers ermög- rungsversuch z.T. widerlegt, was die Ansicht lichte (B 1975, H 1979, 1985, einer mehrphasigen Würmvereisung entkräfte- 1986, E 1980a, 1983). Terrassenstra- te. Da im süddeutschen Alpenvorland Formen tigraphische Untersuchungen lieferten zudem und Ablagerungen möglicher früh- und mit- Informationen zur hoch-, spät- und postglazi- telwürmzeitlicher Vorlandgletscher vermutlich alen Talgeschichte der Iller (S 1953, E- vom hochwürmzeitlichen Eisvorstoß (um 20  1980b, H 1985, 1986). ka) überfahren wurden und nicht an der Ober- Das dritte wichtige Untersuchungsfeld stellen fl äche dokumentiert sind, konnten diese rein die limnischen Beckensedimente dar. Sie morphostratigraphisch ausgerichteten Arbeiten entstanden hauptsächlich während einer spät- keinen eindeutigen Nachweis zur Existenz äl- hochglazialen Seenphase, die mit dem Zerfall terer würmzeitlicher Vorlandvergletscherungen des Illergletschers einsetzte und mit der Bildung liefern. des Illertales endete. Der bekannteste dieser Pa- Im Gegensatz zu den bisherigen Arbeiten läoseen ist der Kemptener See (K werden im Rahmen dieser Arbeit erstmals Un- 1924, 1928, 1931, S & P 1995, tersuchungsergebnisse zur Lagerung und Chro- L 2004), der im Späthochglazial das nörd- nologie limnischer Beckensediment-Sequenzen lichste Glied einer Seenkette einnahm, welche vorgestellt. Diese neuen beckenstratigraphi- bis nördlich Sonthofen reichte (S 1926, schen Untersuchungen werfen erneut die Frage J 1974). Im Kemptener Becken werden ne- einer Vergletscherung des Kemptener Beckens ben den späthochglazialen Beckensedimenten im Mittleren Würm auf. jedoch auch limnische Beckensedimente älterer Stauseestadien beschrieben, die teilweise durch die Iller und ihre Zufl üsse erosiv angeschnitten wurden (E 1930, E 1980b, 2 Das Untersuchungsgebiet S & P 1995). Im ersten Teil dieser Arbeit wird geklärt, wel- Das Illergletschergebiet befi ndet sich am che Beckenschluff vorkommen aufgrund der Westrand des bayerischen Alpenvorlandes im Geländedaten eindeutig dem späthochglazialen bayerisch-schwäbischen Allgäu (Abb. 1). Nach Kemptener See zuzuordnen sind und welche Westen wird es durch die Adelegg, einem Mo- Vorkommen als ältere Ablagerungen abzutren- 66 ARNE LINK & FRANK PREUSSER

Abb. 1: Lage der Untersuchungsgebiete (Nr.1: Kemptener Becken, Nr.2: Seifener Becken) mit Eisausdehnung von Iller- und östlichem Rheingletscher während des LGM (Karte nach S 1995).

Fig. 1: Location of the study area (No.1: Kempten Basin, No.2: Seifen Basin) with extent of Iller- and Rhine- Glacier during the LGM (modifi ed after S 1995 ). Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 67 nen sind. Die Geländeergebnisse werden im 3.1 Lagerungstyp 1 zweiten Teil der Arbeit mit Lumineszenzda- (limnische Beckensedimente, tierungen präzisiert. Geländedaten und Datie- oberfl ächennah anstehend) rungsergebnisse ermöglichen es, im Illerglet- schergebiet verschieden alte Eiszerfallsphasen Der Lagerungstyp 1 setzt sich aus limnischen mit nachfolgender Seebildung zu identifi zieren Beckensedimenten zusammen, die unmittelbar und indirekt vorausgegangene Eisvorstöße in bis zur Geländeoberkante anstehen und am Top das Kemptener Becken zeitlich und räumlich der erbohrten Profi le frei von Grobsedimenten einzugrenzen. (Schotter oder Moräne) sind (Abb. 3). Diesem Lagerungstyp werden im Einzelnen folgende Bereiche zugeordnet.

3 Auswertung der Gelände- und Bohrdaten Altusrieder Tal Die fl ächenhafte Verbreitung der limnischen Beckensedimente wurde mit Hilfe eines Eijkel- Das größte Areal befi ndet sich, geschützt vor kampbohrers (Teufe 1-3 m) auskartiert. Natür- der spät- und postglazialen Einschneidung liche und künstliche (Baugruben) Aufschlüsse der Iller, im Altusrieder Zweigbecken (Abb. gewährten erste Einblicke zur Lagerung der 2). Das Gesamtprofi l Lam (Abb. 3) zeigt, dass limnischen Beckensedimente. Mit einer Bohr- im Bereich der Siedlung Lamineten limnische raupe (Fa. Nordmeyer) und einem Motor- Beckensedimente mit einer Mächtigkeit von hammer (Fa. Wacker) wurden an geeigneten ca. 19 m lagern, die unmittelbar bis zur Ge- Positionen acht Kernbohrungen mit Endteufen ländeoberkante anstehen. Sedimentologische zwischen 6 und 15 m niedergebracht. Als Bohr- Untersuchungen konnten diese Abfolge in vier sonde kam ein Stechrohr mit den Maßen 135 x lithologische Einheiten gliedern (L 2004) 50 x 1 mm zum Einsatz. Die Anwendung einer und einen vergleichbaren Profi laufbau mit spät- Usinger-Sonde war für die untersuchten Sedi- hochglazialen, Profi labschnitten rezenter Vo- mente nicht praktikabel, weil diese aufgrund ralpenseen (Bodensee, Zürichsee) nachweisen des geringen Bohrvortriebs zu störanfällig war. (N & S 1991, N et al. 1992, Die eigenen Bohrdaten konnten mit 55 Archiv- W 1995, 1998, L 1984 a, b, 1988). bohrungen des GLA München ergänzt werden. Die Basis der Vorkommen wird von Einheit Die Verwaltung der Bohr- und Geländedaten 4, einem Tillkomplex, gebildet. Mit Einheit 3 erfolgte mit einem GIS-System (ArcView folgen graue Beckenschluff e mit Dropstones, 3.2). Mit der 3 D Modellierungssoftware GSI die den Beginn der späthochglazialen, glazi- 3D war es zudem möglich, anhand räumlich limnischen Ablagerungsphase im Kemptener vernetzter Profi lschnitte Informationen zur Becken anzeigen und auf den Kontakt zwischen dreidimensionalen Lagerung der limnischen Illergletscher und Kemptener See hinweisen. Sedimente im Kemptener Becken zu gewinnen. Zum Hangenden folgen ca. 10,5 m mächtige, Die Ergebnisse dieser Untersuchungen sind Teil graue laminierte Beckentone der Einheit 2, die einer gesonderten Arbeit (L 2004). nach den Untersuchungen zur Lagencharak- teristik das Produkt einer ereignisdominierten Sedimentation innerhalb eines instabilen See- beckens sind. Mit Einheit 1 (Mächtigkeit: 6 m) folgen millimetergeschichtete gelbgraue Rhyth- 68 ARNE LINK & FRANK PREUSSER mite, die als klastische Warven gedeutet werden und von Grobsedimenten, meist fl uviatilen und durch den Eintrag von äolischem Material Kiesen überlagert werden (Abb. 3). Die Ver- geprägt sind (L 2004). breitung dieser Vorkommen ist ausschließlich mit Hilfe ausreichend tiefer Bohrungen bzw. Aufschlüssen (Baugruben, tiefe Taleinschnitte) Fläche nordöstlich der Ortschaft Lauben nachzuweisen.

Ein weiteres Vorkommen befi ndet in einer Ein- Ostrand des Kemptener Beckens buchtung am Ostrand des Kemptener Beckens, nordöstlich der Ortschaft Lauben (Abb. 2). Es Am Ostrand des Illertals lagern ca. 30 m über stehen Beckenschluff e ohne Grobsedimentbe- dem Illertalboden limnische Beckensedimente, deckung bis in Höhen von 670-673 m NN an. die von Kiesen überdeckt werden (Abb. 2). Archivbohrdaten des GLA München zeigen, Zwischen der Ortschaft Lauben und dem süd- dass in diesem Bereich über der Grundmoräne lich gelegenen Leubastal konnten die Becken- ca. 10 bis 11 m mächtige Beckenschluff e lagern, sedimente anhand von zwei Aufschlüssen (Lau die an der Basis dropstoneführend sind (z.B. und Grä) und einer Bohrung (Hof) untersucht Bohrung Fb 27, Abb. 2 und 3). werden (Abb. 2 und 3). Die Baugrube Lauben (Lau) zeigt rhythmisch geschichtete Beckensedimente, die eine ausge- Fläche südwestlich der Ortschaft prägte Hell-Dunkel-Bänderung im Zentimeter- Dietmannsried bereich (ca. 6 cm) zwischen hellen, gelblichen Fein- bis Mittelschluffl agen und dunklen Südwestlich der Ortschaft Dietmannsried be- tonreichen Lagen aufweisen. Spezielle Unter- fi ndet sich auf 670 bis 675 m NN ein weiteres suchungen zur Lagencharakteristik konnten Areal, das im Zuge von Straßenbauarbeiten über typische Merkmale klastischer Warven identi- eine Strecke von ca. 450 m angeschnitten war fi zieren (L 2004). (Abb. 2). Die aufgenommenen Profi le zeigen Sedimentologisch vergleichbare Sedimente fi n- den typischen Aufbau mit einem Tillkomplex den sich in der ca. 400 m südöstlich abgeteuften an der Basis, auf den Beckentone mit Dropsto- Bohrung Hofen (Hof). Angefertigte Radiogra- nes, Beckentone und gelbliche Beckenschluff e phien zeigen über eine Profi llänge von 12 Me- folgen. Die Gesamtmächtigkeit dieser glazilim- tern eine ausgeprägte rhythmische Bänderung nischen Sedimente liegt in diesem Bereich bei mit durchschnittlichen Lagendicken zwischen ca. 8 m (Abb. 2 und 3, Bohrung D5). 2,8 cm und 5,9 cm. Diese Vorkommen treten erst wieder im SW/NE verlaufenden Leubastal zutage (Abb. 2). An einem Prallhang der Leu- bas, im Bereich der Gräbelesmühle, existiert 3.2 Lagerungstyp 2 ein ca. 20 m mächtiger Hangrutsch, der sich (limnische Beckensedimente mit vorwiegend aus abgerutschten Beckenschluff en erosiver Kiesüberlagerung) zusammensetzt. Unmittelbar an der oberen Abbruchkante konnte ein 3 m mächtiges Pro- Dem Lagerungstyp 2 werden limnische Be- fi l (Grä) freigelegt werden, in dem schwach ckensedimente zugeordnet, die in Folge der gebänderte, gelbliche Beckenschluff e von 60 spät- und postglazialen Einschneidung der Iller cm mächtigen verwitterten bräunlichen Kie- und ihrer Zufl üsse erosiv angeschnitten wurden sen überlagert werden. Untersuchungen von Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 69

Abb. 2: Morphologische Karte des nördlichen Illergletschergebietes mit Eisausdehnung im LGM und mit der Position ausgewerteter Bohr- und Aufschlusspunkte. Die Lithologie der hervorgehobenen Profi le ist der Abb. 3 zu entnehmen.

Fig. 2: Morphological map of the northern Iller-Glacier area with ice extent during the LGM and location of analysed sediment exposures and drill sites. See Fig. 3 for lithology of selected profi les. 70 ARNE LINK & FRANK PREUSSER

Abb. 3: Charakteristik der drei Lagerungstypen nach selektiver Betrachtung der Gelände- und Bohrdaten.

Fig. 3: Characterisation of the three sediment units by selective analysis of fi eld and core data. Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 71

S & P (1995) zeigen, das in diesem Westrand des Kemptener Beckens Bereich die limnischen Beckensedimente von eisrandnah gebildeten Bänderschluff en mit Aus dem Westrand des Kemptener Beckens Dropstones und einem Tillkomplex unterlagert sind bisher nur wenige Bohrungen bekannt, die werden (Grä*, Abb. 3). limnische Beckensedimente erschließen (Abb. Problematisch ist jedoch die zeitliche Stellung 2). Im Bereich östlich der Ortschaft Neuhausen dieser Vorkommen. Während die genannten zeigt die Bohrung Fb 45 eine Abfolge mit einem Autoren die limnischen Beckensedimente dem Tillkomplex an der Basis, auf den Beckenschluf- späthochglazialen Kemptener See zuordnen, fe (Mächtigkeit 13,7 m) folgen, die erosiv von vermutet E (1930) eine Zugehörigkeit zu ca. 6,8 m mächtigen Grobsedimenten überla- einem älteren Stauseestadium, da er eine An- gert werden (Abb. 3). Diese Fein- bis Grobkiese bindung an südlich gelegene Beckensedimente dürften zu einem Schwemmfächer gehören, der sieht (Brotkorbweg), die eine Moränenüberla- sich am Ausgang des Kollerbachtals nach Osten gerung aufweisen. in das Illertal ausbreitet (Abb. 2). Eine ähnliche Abfolge zeigen die nordwestlich gelegenen Boh- rungen Fb 43 und Fb 44, die zum Beckenrand Fläche südlich Krugzell und der Illertalboden jedoch deutlich reduzierte Mächtigkeiten der limnischen Sedimente erkennen lassen. Zwischen den Siedlungen Krugzell und Was- serschwenden befi ndet sich auf einer Höhe von ca. 667 m NN eine SW/NE verlaufende Verebnungsfl äche (Abb. 2). Archivbohrdaten 3.3 Lagerungstyp 3 des GLA München (z.B. Kb 2-89) zeigen in (limnische Beckensedimente, glazial überprägt) diesem Bereich mindestens 25 m mächtige lim- nische Beckensedimente, die von ca. 2 bis 3 m Limnische Beckensedimente des Lagerungstyps mächtigen Kiesen überdeckt werden. Unmittel- 3 lassen sich in den westlich des Illercanyons bar benachbarte Bohrungen (z.B. Kb 2-87), die eingeschnittenen Tobeln (z.B. Luiblingstobel) aus dem ca. 19 m tieferliegenden Illertalboden fi nden. Das Profi l Lui (Abb. 2 und 3) zeigt an (Höhe: 648 m NN) stammen, zeigen, dass hier der Basis eine stark kompaktierte „untere limni- unter Kiesbedeckung nochmals mindestens 25 sche Serie“ (Schluff e, Sande), auf die Sedimente m mächtige limnische Beckensedimente lagern. eines Tillkomplexes folgen. Diese werden von Hieraus lässt sich für das nördliche Beckenzent- kompaktierten dropstoneführenden Becken- rum eine Sedimentmächtigkeit von mindestens schluff en einer „oberen limnischen Serie“ über- 42 m nachweisen (Abb. 4). lagert, die von mindestens einem Tillkomplex Refl exionsseismische Untersuchungen (B überdeckt werden (L 2004). 1987, zit. in S & P 1995) lassen vermuten, dass die Mächtigkeit der Bänder- schluff serien in diesem Bereich nochmals um mindestens 25 bis 35 m höher liegt. Im Ge- 3.4 Interpretation der Gelände- gensatz zu den restlichen Vorkommen des Lage- und Bohrdaten rungstyps 2 können diese Vorkommen anhand des Profi ls A-A‘ mit glazilimnischen Ablagerun- Nach selektiver Betrachtung der Geländedaten gen aus dem Altusrieder Tal verknüpft werden können ausschließlich die Vorkommen des (Abb. 4). Lagerungstyps 1 (limnische Beckensedimente, 72 A RNE L INK &F RANK P REUSSER

Abb. 4: Profi lschnitt zwischen dem Altusrieder Tal und dem Gebiet nordöstlich der Ortschaft Lauben.

Fig. 4: Cross-section between the Altusried Valley and the area northeast of Lauben. Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 73 oberfl ächennah anstehend) dem späthoch-gla- Die limnischen Sedimente des Lagerungstyps zialen Kemptener See zugeordnet werden (Abb. 3 sind aufgrund der Überlagerung von Tillse- 3). Sie befi nden sich südlich der hochwürm- dimenten und des hohen Kompaktionsgrades zeitlichen Jungendmoränen (LGM um 20 ka), eindeutig glazial überprägt. Sie sind daher vom südlich dieser Beckenablagerungen sind bis in späthochglazialen Seenstadium abzutrennen. die Alpentäler nur spärliche Rückzugsmoränen- Eine stratigraphische Zuordnung ist nach der reste anzutreff en (E 1930, J 1974). Ein alleinigen Betrachtung der Geländedaten je- höheres Alter als Hoch- bis Spätwürm setzt eine doch auch für diese Sedimente nicht möglich. Eisüberfahrung der limnischen Seeablagerungen Die Auswertung der Gelände- und Bohrdaten voraus, die sich in einer erosiven Überdeckung zeigt, dass die limnischen Beckensedimente durch Grobsedimente äußern würde. Diese des Illergletschergebietes drei verschiedenen müssten sich entweder aus glazialen Sedimenten Lagerungstypen zugeordnet werden können, zusammensetzen oder, im Falle einer erosiven die entweder eindeutig dem späthochglazialen Abtragung der glazialen Sedimente, aus ande- Seenstadium zuzuordnen sind (Lagerungstyp ren Grobsedimenten (z.B. fl uviatiler Schotter) 1), z.T. keine eindeutige Zuordnung erlauben bestehen. Da die beschrieben Vorkommen bis (Lagerungstyp 2) oder eindeutig vom spät- unmittelbar an die Geländeoberkante völlig frei hochglazialen Seenstadium abzutrennen sind von Grobsedimenten sind, kann ein Bildungs- (Lagerungstyp 3). Im folgenden Kapitel wird zeitraum nach dem LGM angenommen werden diese Grundgliederung anhand von Lumines- und eine Zuordnung zur späthochglazialen zenzdatierungen präzisiert. Seenphase (Kemptener See) erfolgen. Dagegen lassen sich die Sedimente des Lage- rungstyps 2 nur in einem Ausnahmefall dem späthochglazialen Seenstadium zuordnen. So 4 Lumineszenzdatierungen zeigt das Profi l A-A` (Abb. 4), dass die limni- schen Beckensedimente, die unter dem Tal- Die limnischen Beckensedimente des Illerglet- boden der Iller lagern, mit späthochglazialen schergebietes wurden anhand von 18 Proben Sedimenten des Altusriedertales (Lagerungstyp mittels Optisch Stimulierter Lumineszenz 1) verknüpft werden können. Ein vergleichba- (OSL) datiert. Dazu wurden exemplarisch rer Nachweis ist für die restlichen Vorkommen, zwei Profi le des Lagerungstyps 1 (Bohrung die am West- und Ostrand des Illertales lagern, Lamineten, Bohrung Th anners), zwei Profi - nicht möglich (Abb. 3). Es besteht einerseits die le des Lagerungstyps 2 (Baugrube Lauben, Möglichkeit, dass es sich bei diesen Sedimenten Aufschluss Gräbelesmühe) und ein Profi l des ebenfalls um späthochglaziale Seeablagerungen Lagerungstyps 3 (Aufschluss Luiblingstobel A) handelt, die nach der Verlandung des Kempte- beprobt (Abb. 5). ner Sees erosiv von Grobmaterial (Terrassen- schotter, Schwemmfächer) überlagert wurden. Es ist jedoch auch nicht auszuschließen, dass infolge der spät- bis postglazialen Einschnei- 4.1 Methodische Aspekte dung der Iller ältere Sedimente (Prä-LGM) der limnischen Beckenfüllung angeschnitten wur- Die Grundlagen der Methode sind z.B. bei A- den. Nach der selektiven Betrachtung der Ge-  (1998), W (1997) oder auch P- lände- und Bohrdaten sind diese Vorkommen  (2004a) beschrieben. Die Methode wurde als stratigraphisch unsicher einzustufen. bisher jedoch relativ selten an limnischen Abla- 74 A RNE L INK &F RANK P REUSSER

Abb. 5: Anordnung der späthochglazialen Illerseen, mit Position und Aufbau der datierten Bänderschluff profi le.

Fig. 5: Spatial distribution of early Late Glacial lakes in the Iller Valley with location and lithology of dated glaciolacustrine sequences. Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 75 gerungen getestet. L  Z (2001) Signals subtrahiert (A & X 1992). zeigten, dass mit der Methode der Infrarot Sti- Die Bestimmung des Gehaltes an dosisrele- mulierten Lumineszenz (IRSL) das bekannte Al- vanten Elementen (K, Th , U) erfolgte für die ter von laminierten Sedimenten des Holzmaars meisten Proben mittels ICP-MS (vgl. P gut reproduziert werden kann, solange der Ge-  K ), da meist nur eine relativ kleine halt an organischem Material niedrig ist. Das von Probenmenge zur Verfügung stand. Ausnahme diesen Autoren angewendete Verfahren ist sehr bilden die Profi le GRÄ und LAU. Hier wurde ähnlich demjenigen, mit welchem die Beckense- für die Sedimente eine gemittelte Dosisleistung dimente des Kemptener Beckens datiert wurden mittels hochaufl ösender Gammaspektrometrie (siehe unten). Daneben präsentierten P bestimmt. Dabei zeigten sich keine Hinweise  S (2004), dass für limnische Ab- auf radioaktive Ungleichgewichte innerhalb der lagerungen aus dem Profi l Th algut, Schweiz, Uran-Zerfallsreihe. Für die Berechnung wurde Lumineszenzalter bestimmt werden konnten, ein a-Wert von 0,07 ± 0,02 benutzt. die mit der palynologischen Einordnung der Se- Ein mittlerer Feuchtegehalt der Proben von dimente ins Eem-Interglazial (ca. 125.000 Jahre 30-50 % wurde angenommen. Die Berechnung vor heute) gut übereinstimmen. der kosmischen Dosisleistung erfolgte auf Basis Die Akkumulierte Dosis wurde mit einem TL-/ der Entnahmetiefe unter GOK. OSL-Gerät des Risø National Laboratories mit- tels IRSL und z.T. zusätzlich mittels Grünlicht Stimulierter Lumineszenz (GLSL) bestimmt. Die Proben wurden vor der Messung zuerst 4.2 Ergebnisse chemisch vorbehandelt, u.a. entkarbonatisiert, worauf die Anreicherung der Fraktion 4-11 Lagerungstyp 1 µm erfolgte (vgl. F et al. 1996). Darauf wurde das Material auf Probenträger aus Alu- Dieser Gruppe gehören die oberfl ächennah an- minium gebracht und nach der Additiven Me- stehenden Beckenschluff e der Bohrung Lami- thode mit einer Gammaquelle bestrahlt (acht neten (Lam) und der Bohrung Th anners (Th ) Dosisgruppen mit je 5 Aliquots) (P an, die nach Betrachtung der Geländedaten 1999). Die Proben wurden daraufhin für min- eindeutig dem späthochglazialen Seenstadium destens vier Wochen bei Raumtemperatur gela- zugeordnet werden konnten (Kap. 3). Die gert und daraufhin für 16 Stunden bei 150° C Proben LAM 3-5-1 und LAM 3-5-2 weisen vorgeheizt, um instabile Komponenten des in- eine Akkumulierte Dosis von 61,0 ± 6,7 Gy duzierten OSL-Signals zu eliminieren. Für alle bzw. 124,3 ± 10,4 Gy auf. Bei einer ermittelten Proben wurde die Akkumulierte Dosis (AD) für Dosisleistung von 3,4 ± 0,4 Gy ka–1 bzw. 3,8 blaue IRSL-Emissionen bestimmt (Detektions- ± 0,4 Gy ka–1, ergeben sich IRSL-Alter (blaue fi lter: Schott BG39, Schott GG400, Corning Emissionen) von 16,1 ± 2,4 ka bzw. 36,8 ± 4,8 7-59). Für die Probenserien GRÄ und LAU ka (Tab. 1 und 2). wurden zusätzlich Messungen der Emissionen Für die Proben TH 11 und TH 14 wurde eine im UV-Bereich durchgeführt (Detektionsfi lter: Akkumulierte Dosis (IRSLblau) von 44,1 ± 3,0 Hoya U340). Hierbei wurde zuerst das IRSL- bzw. 57,7 ± 2,5 Gy gemessen, die Dosisleistung und darauf das GLSL-Signal von den gleichen beträgt 2,7 ± 0,3 Gy ka–1 bzw. 2,9 ± 0,3 Gy ka–1. Aliquots aufgezeichnet. Die Proben wurden für Dies entspricht IRSL-Altern von 16,4 ± 2,1 ka jeweils 60 s ausgeleuchtet und das Integral 50- bzw. 20,0 ± 2,3 ka. 60 s wurde als spätes Leuchten vom Rest des 76 ARNE LINK & FRANK PREUSSER

Tabelle 1: Entnahmetiefe, Gehalte an Kalium, Uran und Th orium und ermittelte Gesamtdosisleistung (D) für Lumineszenzproben verschiedener Lagerungstypen aus dem Kemptener Becken.

Tab. 1: Samples depth, contents of Potassium, Uranium and Th orium and determined dose rate (D) for luminescence samples from the diff erent sedimentary units of Kempten Basin.

Lagerungs- Teufe K Th U D Probe typ (m) (%) (ppm) (ppm) (Gy ka-1)

LAM3-51 1 4,25 3,08 ± 0,27 8,47 ± 0,18 2,74 ± 0,12 3,8 ± 0,4 LAM3-52 1 4,75 2,49 ± 0,22 8,04 ± 0,17 2,87 ± 0,13 3,4 ± 0,4 TH1-11 1 10,5 1,73 ± 0,15 5,72 ± 0,12 3,14 ± 0,14 2,7 ± 0,3 TH1-14 1 13,5 1,92 ± 0,17 6,70 ± 0,14 3,12 ± 0,14 2,9 ± 0,3 GRÄ 1-4 2 2,0 0,89 ± 0,04 5,39 ± 0,27 2,14 ± 0,11 1,9 ± 0,2 LAU 1-4 2 2,1 1,03 ± 0,05 6,05 ± 0,30 2,02 ± 0,10 2,0 ± 0,2 LUI 1 3 1,7 1,42 ± 0,13 6,06 ± 0,13 2,87 ± 0,13 2,5 ± 0,3 LUI 2 3 2,2 1,30 ± 0,12 5,58 ± 0,12 2,70 ± 0,12 2,3 ± 0,3 LUI 3 3 2,5 1,26 ± 0,11 5,73 ± 0,12 2,55 ± 0,11 2,3 ± 0,2 LUI 4 3 2,9 0,91 ± 0,08 3,10 ± 0,07 1,86 ± 0,08 1,6 ± 0,2 LUI 5 3 12,5 1,03 ± 0,09 4,17 ± 0,09 2,41 ± 0,11 2,2 ± 0,2 LUI 6 3 13,5 1,15 ± 0,10 5,17 ± 0,11 2,58 ± 0,11 2,1 ± 0,2

Lagerungstyp 2 GLSL, stimmen im Rahmen der erreichbaren Genauigkeit mit den zuvor beschriebenen Al- Dem Lagerungstyp 2 werden limnische Sedi- terswerten überein. Der gewichtete Mittelwert mente der Baugrube Lauben (LAU) und Bän- aller Messungen der vier Proben liegt bei 38 ± derschluff e des Profi ls Gräbelesmühle (GRÄ) 6 ka. zugeordnet, die erosiv von fl uviatilen Kiesen Die Proben GRÄ 1 bis 4 weisen eine Dosisleis- überlagert werden und nach Auswertung der tung von 1,9 ± 0,2 Gy ka–1 auf. Die Akkumu-

Geländedaten als stratigraphisch unsicher lierte Dosis (IRSLblau) liegt zwischen 69,4 ± 5,1 eingestuft werden mussten (Kap. 3). An den Gy und 91,9 ± 17,6 Gy, woraus sich IRSL-Alter Proben LAU 1 bis LAU 4 wurde eine Akku- zwischen 37 ± 5 ka und 49 ± 11 ka berechnen. mulierte Dosis (IRSLblau) zwischen 59,7 ± 2,8 Die Ergebnisse für das ultraviolette Emissions- Gy und 93,8 ± 9,5 Gy gemessen. Unter Berück- spektrum (IRSL, GLSL) stimmen im Rahmen sichtigung der ermittelten Dosisleistung von der erreichbaren Genauigkeit mit den für den 2,0 ± 0,2 Gy ka –1 berechnen sich IRSL-Alter blauen Emissionsbereich erzielten Ergebnissen zwischen 30 ± 3 ka und 47 ± 7 ka (Tab. 1 und überein. Der gewichtete Mittelwert liegt bei 45 2). Die ermittelten Alter für das ultraviolette ± 6 ka. Emissionsspektrum, sowohl IRSL als auch Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 77

Tabelle 2: Akkumulierte Dosis (AD) und resultierende Lumineszenzalter für Proben verschiedener Lage- rungstypen aus dem Kemptener Becken. Die stratigraphisch besonders bedeutenden Proben Grä und Lau wurden mit einem zusätzlichen Messverfahren datiert (siehe Text für Erläuterungen).

Tab. 2: Accumulated dose (AD) and luminescence ages for samples from Kempten Basin (diff erent storage- types). Th e stratigraphic important samples Grä and Lau were dated with an additional measuring procedure (see text for explanations).

Lag.- ADIRSL ADIRSL ADGLSL AlterIRSL AlterIRSL AlterGLSL Probe Typ (Gy) Blau (Gy) UV (Gy) UV (Gy) Blau (Gy) UV (Gy) UV

LAM3-51 1 61,0 ± 6,7 - - 16 ± 2 - - LAM3-52 1 124,3 ± 10,4 - - 37 ± 5 - - TH1-11 1 44,1 ± 3,0 - - 16 ± 2 - - TH1-14 1 57,7 ± 2,5 - - 20 ± 2 - - GRÄ 1 2 78,8 ± 7,2 88,6 ± 4,8 96,7 ± 11,0 42 ± 6 47 ± 5 52 ± 8 GRÄ 2 2 91,9 ± 17,6 69,3 ± 8,1 89,0 ± 9,3 49 ± 11 37 ± 6 48 ± 7 GRÄ 3 2 86,9 ± 7,2 76,4 ± 5,6 - 47 ± 6 41 ± 5 - GRÄ 4 2 69,4 ± 5,1 98,5 ± 20,3 108 ± 7,8 37 ± 5 53 ± 12 58 ± 7 LAU 1 2 79,0 ± 10,9 63,8 ± 3,2 89,9 ± 7,7 40 ± 7 32 ± 4 45 ± 6 LAU 2 2 59,7 ± 2,8 69,4 ± 5,4 74,8 ± 4,3 30 ± 3 35 ± 4 38 ± 4 LAU 3 2 83,3 ± 4,5 72,0 ± 9,2 83,5 ± 6,1 42 ± 5 35 ± 6 42 ± 5 LAU 4 2 93,8 ± 9,5 92,6 ± 5,0 91,6 ± 6,3 47 ± 7 47 ± 5 46 ± 6 LUI 1 3 702 ± 122 - - 278 ± 56 - - LUI 2 3 723 ± 78 - - 309 ± 46 - - LUI 3 3 670 ± 295 - - 295 ± 133 - - LUI 4 3 409 ± 110 - - 256 ± 73 - - LUI 5 3 652 ± 65 - - 293 ± 44 - - LUI 6 3 304 ± 116 - - 148 ± 59 - -

Lagerungstyp 3 hohe Kompaktionsgrad lassen bereits aufgrund der Lagerungsverhältnisse auf mindestens eine Limnische Beckensedimente dieses Typs sind einmalige Überfahrung durch Gletschereis östlich der Ortschaft Altusried in den tief schließen (Kap. 3). Für die hochverdichteten eingeschnittenen, zum Illercanyon hin ausge- Beckenschluff e (Proben LUI 6 und LUI 5) der richteten Tobeln zu fi nden. Die erosive Über- unteren limnischen Serie wurde eine Akkumu- lagerung durch glaziale Sedimente und der lierte Dosis (IRSLblau) von 304 ± 116 Gy bzw. 78 ARNE LINK & FRANK PREUSSER

652 ± 65 Gy und eine Dosisleistung von 2,1 ± den einzelnen Emissionen zu erkennen sind, er- 0,2 Gy ka–1bzw. 2.2 ± 0,2 Gy ka–1 gemessen, aus scheint – unter Berücksichtigung der bisherigen der sich IRSL-Alter von 148 ± 29 ka und 293 ± Erfahrungen, die an Proben bekannten Alters 44 ka berechnen (Tab.1 und 2). gewonnen werden konnten – eine Unterbe- Für die Proben LUI 1 bis LUI 4 aus der oberen stimmung der Alter unwahrscheinlich. limnischen Serie wurde eine Akkumulierte Do- Die unvollständige Rückstellung des Lumines- sis (IRSLblau) zwischen 409 ± 110 Gy und 723 ± zenzsignals vor der Ablagerung führt zu einer 78 Gy bestimmt. Bei Berücksichtigung der Do- Überbestimmung des Sedimentationsalters. sisleistung, die zwischen 2,5 ± 0,3 Gy ka–1 und Vorliegende Untersuchungen deuten jedoch 1,6 ± 0,2 Gy ka–1 liegt, berechnen sich IRSL-Al- darauf hin, dass das optische Signal in Seeab- ter zwischen 256 ± 73 ka und 309 ± 46 ka. lagerungen in den meisten Fällen vollständig gebleicht wird (L & Z 2001, K 2003, P & S 2004, P et al., 2005, P, unpubl. Da- 4.3 Interpretation der Datierungsergebnisse ten). Hinweise auf eine mögliche Altersüber- bestimmung durch unvollständige Bleichung Mehrere Faktoren können theoretisch zu einer werden im Folgenden im Detail diskutiert. möglichen Verfälschung der Lumineszenzalter Die Ergebnisse der OSL-Datierungen konzen- führen. Ein Signalverlust des Lumineszenzsi- trieren sich auf drei Altersbereiche, die jeweils gnals mit der Zeit („Fading“) kann zu einer deutlich voneinander getrennt sind und mit der systematischen Unterbestimmung der Alter vorgenommenen Untergliederung in die drei führen. Allerdings ist dieses Phänomen aus dem Lagerungstypen übereinstimmen (Abb. 3). Der Alpenvorland bisher nicht beschrieben worden. jüngste Bereich fällt mit Altern zwischen 20,0 Die bisher durchgeführten Datierungen zeigen ± 2,3 ka und 16,1 ± 2,4 ka in den Bereich des eine gute Übereinstimmung zwischen Lumines- Hoch- bis Spätwürm, was den Altersvorstellun- zenzaltern und unabhängiger Alterskontrolle gen entspricht, die sich aus der geologischen Po- (E et al. , P , P sition und dem sedimentologischen Charakter et al. , , P  S der Seeablagerungen ableiten lassen. Da sich die ). Für die stratigraphisch relevantesten Pro- untersuchten Profi le südlich der hochglazialen ben (GRÄ, LAU) wird zudem der Vergleich von Würmendmoränen (LGM) befi nden und die blauen und UV-Emissionen herangezogen, um datierten limnischen Sedimente unmittelbar bis die Möglichkeit einer Altersunterbestimmung zur Oberfl äche anstehen, konnte bereits nach infolge von Fading auszuschließen. Blaue und Betrachtung der Geländedaten eine Eisüberfah- UV-Emissionen entsprechen unterschiedlichen rung und damit ein Prä-LGM-zeitliches Alter Rekombinationsprozessen und zeigen deshalb ausgeschlossen werden. unterschiedliche physikalische Eigenschaften Sedimentologisch handelt es sich um unregel- (vgl. K et al. 1997, L & T 1997). mäßig gebänderte, klastische Beckenschluff e, Sollte das Probenmaterial von Fading betroff en deren Lagenaufbau auf eine stark ereignisge- sein, so sollten nach den bisherigen Erkenntnis- steuerte Sedimentation hinweist, die typisch sen die UV-Emissionen wesentlich stärker als für den späthochglazialen Hauptzerfall der die blauen Emissionen hiervon betroff en sein. alpinen Eismassen ist. Vergleichbare Sedimente Zudem ist zu erwarten, dass sich deutliche Un- werden im benachbarten Bodensee-Unter- terschiede für IRSL- und GLSL-Alter ergeben. see (laminierte, glazigene Schlämme) bis ca. Da keine systematischen Unterschiede zwischen 17.500 cal.14C-Jahre B.P. abgelagert (N Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 79

Abb. 6: Lumineszenzalter limnischer Beckensedimente. Nach Auswertung der Gelände- und Bohrdaten (Abb. 3) lassen sich drei Lagerungstypen unterscheiden, die exemplarisch datiert wurden. Grenzen der Isoto- penstadien nach B et al. (1994).

Fig. 6: Luminescence ages of glaciolacustrine sediments. Th e three sediment units distinguished by analys- ing fi eld and core data were exemplarily dated. Limits of Marine Isotope Stages (MIS) after B et al. (1994). et al. 1992, W 1995, 1998, L 2004). auch mit unvollständig gebleichtem Probenma- Die gute Übereinstimmung der IRSL-Alter mit terial gerechnet werden muss. den geologischen Altersvorstellungen deutet Der nächstältere Bereich fällt mit Altern zwi- auf eine vollständige Bleichung des Sediments schen 30 ± 3 ka und 47 ± 7 ka (LAU 1 bis 4) vor der Ablagerung hin. Das deutlich zu hohe bzw. 37 ± 5 ka und 58 ± 7 ka (GRÄ 1 bis 4) in Alter der Probe Lam 3-5-2 kann damit erklärt den Zeitraum des Mittleren Würm (C  werden, dass die Proben im Profi l Lamineten J 1984). Sedimentologische Untersuchun- unmittelbar nach dem Wechsel von Einheit 3 gen des Profi ls Lauben (LAU) zeigen, dass die (Bänderschluff e mit Dropstones) zur Einheit 2 rhythmische Bänderung unter vergleichsweise (graue laminierte Beckentone) genommen wur- ruhigen Ablagerungsbedingungen in einem den und in der Frühphase der Seeentwicklung stabilisierten Seebecken entstanden ist und ty- 80 ARNE LINK & FRANK PREUSSER pische Merkmale klastischer Warven aufweist fahr einer Altersüberbestimmung besteht. Nach (L 2004). Fehlende Dropstones und die den vorliegenden Daten ist eine Zuordnung in regelmäßige Bänderung weisen auf eine längere das vorletzte Glazial denkbar, wenngleich diese fl uviatil überbrückte Distanz zwischen Eisfront durch weitere Untersuchungsergebnisse belegt und See hin. Untersuchungen an fl uviatilen Se- werden müsste. dimenten aus dem Vorfeld des rezenten Steinli- migletschers (Schweiz) zeigen, dass für eine an- nähernde Nullstellung des optischen Signals ein Transportweg von mindestens einem Kilometer 5 Diskussion oder wiederholte Aufarbeitung der Sedimente nötig ist (P 1999). Insgesamt sind die Im Illergletschergebiet lassen sich mindestens Bleichungsvoraussetzungen an diesen Sedi- drei verschieden alte Beckensediment-Sequen- menten deutlich günstiger einzuschätzen, als in zen nachweisen, die mit dem Grundaufbau den zuvor beschriebenen späthochglazialen bis Tillkomplex – Beckenschluff e mit Dropstones spätglazialen Sedimenten der Proben LAM und – Beckentone bzw. Beckenschluff e jeweils einen TH, an denen bereits (bis auf eine Ausnahme) Eiszerfall mit anschließender Seebildung doku- geologisch konsistente Alter ermittelt werden mentieren (Abb. 7). konnten. Da nach der Betrachtung der Gelän- Analog zur jüngsten Beckensedimentsequenz dedaten für die Bänderschluff profi le LAU und A (Abb. 7), die Zerfall des hochwürmzeitlichen GRÄ (Lagerungstyp 2) ein höheres Alter als Illergletschers (MIS 2) anzeigt, belegt die älteste Spätglazial nicht auszuschließen war, scheint es Beckensedimentsequenz C den Zerfall eines plausibel, dass infolge der spät- bis postglazia- vermutlich risszeitlichen Illergletschers (min- len Einschneidung der Iller und Leubas ältere destens MIS 6). Beckensedimente eines mittelwürmzeitlichen Besondere Bedeutung kommt der zwischenge- Seestadiums angeschnitten wurden. schalteten Beckensedimentsequenz B (Abb. 7) Die Datierungsergebnisse für die limnischen zu, da sie einen Eiszerfall mit anschließender Beckensedimente des Lagerungstyps 3 liegen Seephase dokumentiert, die – unter Berück- mit scheinbaren IRSL-Altern zwischen 256 ± sichtigung der Streuung der Datierungen (Pro- 73 ka und 309 ± 46 ka (obere limnische Se- benserien LAU und GRÄ) – in einen breiten rie) und 293 ± 44 bzw. 148 ± 59 ka (untere Zeitbereich zwischen ca. 55 bis 35 ka fällt. Die limnische Serie) im oberen Datierungsbereich datierten Bänderschluff e zeigen typische Merk- der Methode und sind daher mit Vorsicht zu male klastischer Warven, die aufgrund hoher interpretieren. Obwohl beide limnischen Serien Lagenmächtigkeiten (3 bis 6 cm) vermutlich durch einen Eisvorstoß voneinander getrennt nur einen relativ kurzen Bildungszeitraum und verschieden stark kompaktiert sind, ist von wenigen Jahrhunderten repräsentieren anhand der Altersdatierungen keine weitere (L 2004). Daher kann die vorausgeschaltete zeitliche Trennung möglich. Zudem lassen Vergletscherung nur unwesentlich älter als der sich in den datierten Sedimenten der oberen datierte Zeitbereich sein. Hierfür ist insbe- limnischen Serie Dropstones nachweisen, die sondere das MIS 4 (71-57 ka) heranzuziehen, auf eine in den See kalbende Eisfront hinwei- dass nach der SPECMAP-Kurve durch eine sen. Die Bleichungsvoraussetzungen dürften deutliche Zunahme des globalen Eisvolumens bei derartigen Sedimenten im Vergleich zu den gekennzeichnet ist (I et al. 1984, B- datierten Proben der anderen Lagerungstypen  et al. 1994). In dieser Phase zeigt sich (1 und 2) weniger günstig sein, womit die Ge- z.B. in Spitzbergen ein mittelweichselzeitlicher Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 81

Abb. 7: Schematischer Aufbau limnischer Beckensedimentsequenzen, die im Oberen Würm, im Mittleren Würm und im Prä-Würm im Bereich des Kemptener Beckens eine Vergletscherung (Tillkomplex), Eiszerfall (Beckenschluff e mit Dropstones) und ein abschließendes Seenstadium (Beckenschluff e) anzeigen. Die bei- den älteren Abfolgen (Mittleres Würm und Prä-Würm) wurden infolge der späthochglazialen bis holozänen Talbildung der Iller erosiv angeschnitten. Legende siehe Abb. 3.

Fig. 7: Schematic lithology of three glaciolacustrine sequences indicating glaciation (till-complex), ice-decay (glaciolacustrine sediments, containing dropstones) and a fi nal lake stage (glaciolacustrine sediments) during the Upper Würmian, Middle Würmian and pre-Würmian. Th e two older sequences were cut by erosion of the Iller Valley that started during the late part of the last glaciation and persisted into Holocene. See Figure 3 for legend. 82 ARNE LINK & FRANK PREUSSER

Hauptvorstoß, auf den im frühen MIS 3 (ca. hauptsächlich dem hoch- bis späthochglazia- 55 bis 50 ka) ein nahezu vollständiger Eis- len Moränengürtel angehört, wären demnach zerfall folgt, der in der Barents See durch ein überfahrene Eisrandlagen eines mittelwürm- IRD-Maximum und deutliche δ18O- Minima zeitlichen Illergletschers zu vermuten (Abb. gekennzeichnet ist (M et al. 1998). 8). In diesem Zusammenhang sind besonders In der engeren Region des Untersuchungsge- die frühen morphologischen Arbeiten von bietes kann im Füramoos-Pollenprofi l (35 km E (1930) und S (1940) von Inte- nordwestlich des Kemptener Beckens) in einem resse, da sie in dieser 10 km breiten Zone eine Zeitraum zwischen ca. 70 und 55 ka (~MIS 4) überfahrene WI-Eisrandlage rekonstruieren, eine Periode mit off ener baumfreier Vegetation die von einem WII-Gletscher überfahren und nachgewiesen werden, in der ein weitreichen- verschliff en wurde. Mit zunehmender Kenntnis der Eisvorstoß des westlich benachbarten der hoch- bis späthochglazialen Internstände Rheingletschers denkbar ist (M 2001). des Illergletschers (G 1959, B Die Möglichkeit von markanten Eisvorstößen 1975, H 1985, 1986, E 1980a) während des Früh- und Mittelwürms wurde wurde dieses „überfahrene“ WI-Stadium jedoch für das Schweizer Alpenvorland bereits von weitestgehend abgelehnt und einem hochglazia- W (1981) und später auch von W- len Rückzugsstadium (Eichholzphase) zugeord-  (1992) auf Basis der Klimarekonstruktion net. Hingegen vermutet G (1959) eine anhand von Pollenanalysen diskutiert. Diese überfahrene WI-Eisrandlage, die in nächster Diskussion wurde später im Zusammenhang Nähe zum Würmmaximum gelegen haben mit sedimentstratigraphischen Betrachtungen soll. K (1937) unterscheidet im östlich von S (1991) und K  K benachbarten Wertachgletscherbereich eine (1998) aufgegriff en. Lumineszenzdatierungen WI-Eisrandlage, die von einem WII-Vorstoss von fl uviatilen Sedimenten mit einem vermu- überfahren und drumlinoid umgestaltet wurde. teten glazialen Ursprung haben in jüngerer Diese frühen morphologischen Arbeiten be- Zeit dieser Diskussion, vor allem im Schweizer legen, dass in dieser ca. 10 km breiten Zone Alpenvorland, weitere Nahrung verschaff t (F- – sicherlich beeinfl usst durch die ersten publi-   P 2003, P  G , zierten Strahlungskurven (K  W P et al. , , P b, 1924) – wiederholt der Versuch unternommen P  S ). Es stellt sich wurde, eine mehrphasige Würmvereisung nach- jedoch die Frage nach der maximalen Aus- zuweisen. Eine abschließende Lösung dieser dehnung eines mittelwürmzeitlichen Illerglet- Problematik konnte jedoch nicht erbracht schers, da entsprechende Eisrandlagen von dem werden, da an der Reliefoberfl äche Formen hochwürmzeitlichen Eisvorstoß zum LGM und Ablagerungen möglicher früh- und/oder (Vorstoßweite in das Alpenvorland: ca. 33 km) mittelwürmzeitlicher Eisvorstöße nicht ein- vermutlich überfahren wurden und daher an deutig zu identifi zieren sind. Dagegen zeigen der Reliefoberfl äche nicht zu fassen sind. die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit, dass im Nach den vorliegenden Untersuchungsergeb- Illergletschergebiet mit einer gezielten Unter- nissen sollte der geforderte mittelwürmzeitliche suchung limnischer Beckensedimentsequenzen Vorstoß mindestens den Bereich des heutigen unterschiedlich alte Eiszerfallsphasen nachge- Leubastals (Beckensedimentsequenz B) erreicht wiesen werden können, die indirekt auch auf haben, was einer Vorstoßweite von mindes- eine Vergletscherung des Kemptener Beckens tens 23 km in das Alpenvorland entspricht im MIS 4 hindeuten. (Abb. 8). In einer ca. 10 km breiten Zone, die Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 83

Abb. 8: Profi lschnitt zwischen den Allgäuer Alpen (Süden) und dem Alpenvorland (Norden), mit Lage der untersuchten Beckensedimenten. Die späthochglazialen Beckensedimente zeigen den Zerfall eines hoch- würmzeitlichen Illergletschers an, dessen Ausdehnung durch die Endmoränen des LGM bekannt ist. Die mittelwürmzeitlich datierten Beckensedimente weisen indirekt auf eine Vorlandvergletscherung hin, die dem MIS 4 zugeordnet wird. Grenzen der Isotopenstadien nach B et al. (1994).

Fig. 8: Cross-section between the Allgäu Alps (S) and the pre-Alps (N) with position of the analysed basin sediments. Th e glacial sediments show the ice-decay from the last maximum extent of Illerglacier (ice-extent known from LGM moraines). Th e Middle Würmian sediments refer indirectly to a glaciation of Kempten Basin, which is correlated with MIS 4. Limits of isotopes stages after B et al. (1994). 84 ARNE LINK & FRANK PREUSSER

Danksagung B, F.C., L, L.D., V, E., Q, X., S, N.J. Die Autoren danken Prof. Dr. Wolfgang Bo-  L, Y. (1994): Th e astronomical enigk und PD Dr. Raimo Becker-Haumann theory of climate and the age of Brunhes- für die umfassende Unterstützung der For- Matuyama reversal. – Earth and Planetary schungsarbeiten, die am Geologischen Institut Science Letters, 126: 91-108; Amsterdam. der Universität zu Köln durchgeführt wurden. B, P. (1975): Glazialgeomorpholo- Herrn Prof. Dr. Ernst Brunotte (Geographi- gische Probleme im Bereich des würmzeit- sches Institut der Universität zu Köln) gilt ein lichen Illergletschers. – Unveröff entlichte besonderer Dank für die großzügige Bereit- Zulassungsarbeit zur wissenschaftlichen stellung der Nordmeyer-Bohrraupe. Bei Herrn Prüfung für das Lehramt an Gymnasien: 52 Prof. Dr. Uwe Kasper möchten wir uns für die S.; Erlangen. Durchführung der ICP-MS-Analysen bedan- C, J. & J, H (1984): Arbeitsergeb- ken. Das Bayerische Geologische Landesamt nisse der Subkommission für Europäische stellte freundlicherweise die Archiv-Bohrdaten Quartärstratigraphie, Stratotypen des zur Verfügung. Zahlreichen Studenten des Ge- Würmglazials. – Eiszeitalter und Gegenwart, ologischen und des Geographischen Institutes 34: 185-206; Hannover. der Universität zu Köln gebührt ein großer E, B. (1930): Die Eiszeitenfolge im nördli- Dank für die Unterstützung bei den Bohrarbei- chen Alpenvorland. – 427 S.; Augsburg. ten. Die Untersuchungen wurden im Rahmen E, D. (1980a): Die Rückzugsphasen einer Dissertation am Geologischen Institut der des würmzeitlichen Illergletschers. – Arbei- Universität zu Köln mit einer Stelle als wissen- ten aus dem Geologisch-Paläontologischen schaftliche Hilfskraft unterstützt. Die Lumines- Institut der Universität Stuttgart, N.F., 76: zenzdatierungen wurden teilweise durch Mittel 93-126; Stuttgart. des Schweizer Nationalfonds fi nanziert (Projekt E, D. (1980b): Die Terrassen der Nr. 2100-063988.00/1). Iller zwischen Memmingen und Kempten. – Arbeiten aus dem Geologisch-Paläonto- logischen Institut der Universität Stuttgart, N.F., 76: 127 –167; Stuttgart. Schriftenverzeichnis E, D. (1983): Der Rückzug des würm- zeitlichen Iller-Vorlandgletschers. – Jahresbe- A, M.J. (1998): An introduction of richte und Mitteilungen des Oberrheinischen optical dating. – 267 S.; Oxford (Oxford Geologischen Vereines, N.F., 65: 291-306; University Press). Stuttgart. A, M.J. & X, J. (1992): Optical dat- E, G., K, M.R., B ing using infrared diodes: Young samples. V.J.  P, F. (2003): A fully automat- – Quaternary Science Reviews, 11: 147- ed multi-spectral radioluminescence reader 152; Oxford. system for geochronometry and dosimetry. B, K. (1987): Geophysikalische Untersu- – Nuclear Instruments and Methods in chungen. – Unveröff entlichtes Manuskript Physics Research, B 207: 487-499; Oxford. für einen Beitrag zu den Erläuterungen der F, M.  P, F. (2003): Das Alter Geologischen Karte von Bayern 1:25000, fl uvialer Ablagerungen aus der Region In- Blatt Nr. 8227 Kempten, 2 S; München golstadt (Bayern) und ihre Bedeutung für (Bayerisches Geologisches Landesamt). die Eiszeitenchronologie des Alpenvorlan- Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest-Bayern) im Mittleren Würm 85

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Belegt der Fund einer „Schieferkohle“ die spätglaziale Vergletscherung der Immenstädter Nagelfl uhberge?

R I  H S*)

Zusammenfassung: Im Rahmen einer Diplomkar- ckes eine mögliche, ehemalige Eisüberlagerung von tierung wurde im Gebiet der Immenstädter Nagel- gut 20 m abschätzen. fl uhberge (Faltenmolasse) am Sedererbach, einem Drei 14C -Datierungen ergaben mit 11930 ± 80, südlichen Nebenbach der Weißach, auf ca. 1150 m 11950 ± 60 und 11620 ± 80 Jahren BP überra- Höhe zwischen Sedererstuiben und Buralpkopf, schend junge Sedimenta tionsalter der Proben, die ein bislang unbekanntes Vorkommen einer quartä- damit off enbar aus dem älteren Teil des Alleröd-In- ren „Schieferkohle“ entdeckt. Es handelt sich um terstadials stammen. Als Zeitpunkt für eine mögli- mehrere geringmächtige Einschaltungen aus organi- che Eisüberfahrung bleibt demnach nur die Jüngere schem Material in sehr dicht gelagerte Schluff e und Dryaszeit übrig (Egesen-Stadium), für die an dieser Sande, die von 2 bis max. 4 m mächtigen sterilen Stelle eine überraschend kräftige Depression der Kiesen überlagert werden. Innerhalb des gleichfalls „Schneegrenze“ von mindestens 450 m gegenüber sehr festen, torfartigen Materials ließen sich kaum einer heutigen hypothe tischen „Schneegrenze“ ange- Hölzer, dafür aber vor allem Reste von Sphagnaceen nommen werden muss. Es ist wohl davon auszuge- (Torfmoosen) und Diatomeen nachweisen. hen, dass die großen Kare im Gebiet der Immenstäd- Aufgrund der Morphologie und der Geländebefun- ter Nagelfl uhkette das letzte Mal kurz vor Beginn des de ist es unwahrscheinlich, dass die augenscheinliche Holozäns vergletschert waren. Überkonsoli dierung des Materials auf eine ehemals mächtigere Überdeckung durch inzwischen abgetra- Abstract: During fi eld work a so long unknown oc- gene Sedimente oder Rutschmassen zurückzuführen curence of a quaternary lignite has been discovered ist. Angesichts der Position der Fundstelle direkt within the val ley of Sedererbach, a southern tribu- unterhalb eines großen Kares auf der Nordseite der tary of River Weißach, situated in the conglomeratic über 1800 m hohen Rindalphorn-Hochgrat-Kette mountains chains (folded Molasse) near Immen- ist sie wohl eher mit einer Überfahrung durch einen stadt in southwestern Bavaria (Allgäu), just below Lokalgletscher erklärbar. Im Rahmen eines Kom- the mountains of Sedererstuiben and Buralpkopf pressionsversuches mit behinderter Seitenausdeh- in an altitude of 1150 m. Th e occurence consists of nung, der an diesem Material durchgeführt wurde, several thin organic intercalations within strongly ließ sich durch Bestimmung des Casagrande-Kni- consolidated silts and sands, covered with 2 up to a maximum of 4 m of gravel lacking any organic material. Although woody fragments are rare within

* Anschrift der Verfasser: Dipl.-Geol. Dr. R I- the peat-like material, which is strongly consolidated , Institut für Geographie der Friedrich-Schiller- as well, many remains of mosses (Sphagnaceans) and Universität Jena, Löbdergraben 32, D-07743 Jena, Diatoms can be detected. Dipl.-Geol. Dr. H S, Privatdozent Th e obvious overconsolidation of the material am Lehrstuhl für Allgemeine, Angewandte und can not be interpreted as the result of the load of Ingenieur-Geologie der Technischen Universität a formerly thicker sedimentary cover which may München, Arcisstr. 21, D-80290 München have been eroded in the meantime. Th e situation Belegt der Fund einer „Schieferkohle“ die spätglaziale Vergletscherung 89 of the occurrence just below of a wide cirque on 1 Geographischer und geologischer Rahmen the northern side of the more than 1800 m high Rindalphorn-Hochgrat mountain chain stresses the Im Rahmen einer Diplomkartierung im obe- obvious possibility of a local glacier that could have ren Weißachtal (I 2001) südwestlich overridden the site. Due to compression experiments von Immen stadt im Allgäu (Abb. 1) wurde im with samples of this material and the determination Tal des Sederbaches ein bislang unbekanntes of the Casagrande-Point showed, that an ice-cover of Vorkommen einer quartären „Schieferkohle“ about 22 m is most likely. entdeckt. Die Fundstelle (R: 35.60248, H: Th ree 14C- datings showed surprisingly young 52.66244) liegt unmittelbar am Sedererbach in sedimentation ages of the samples of 11930 ± 80, 11950 ± 60 und 11620 ± 80 yBP, which seem to einer Höhe von etwa 1150 m. Der Bach ent- derive form the Alleröd Interstadial. Th erefore the springt im Sedererkar, das an der Nordfl anke glacier advance could only have happened during der Rindalphorn-Hochgrat-Kette zwischen Bu- the subsequent climatic depression of Younger Dr- ralpkopf (1772 m) und Stuiben (1749 m) bzw. yas (Egesen Stage), which leads to the assumption of dessen Nebengipfel Sedererstuiben (1737 m) a sur prisingly strong snow-line depression of at least im Gebiet der Immenstädter Nagelfl uhberge 450 m. Th ese data are the fi rst to give strong evi- liegt, und mündet im weiten Ehrenschwang- dence for a last glaciation of the cirques within the Becken in die Weißach. In westlicher Verlän- mountains chains near Immenstadt in southwestern gerung des Gipfelgrates liegt der Hochgrat, Bavaria just before the end of Pleistocene.

Abb. 1: Topographische Übersichtskarte der Immenstädter Nagelfl uhberge. Eingezeichnet sind das etwas vereinfachte Gewässernetz, die wichtigsten Bergkämme und Gipfel sowie die Lage der „Schieferkohle“ am Sedererbach. EB = Ehrenschwang-Becken RT = Rindalper Tobel 90 R I  H S der mit 1832 m die höchste Erhebung der Hier fi nden sich in einigen Tobeln und im Eh- Immenstädter Nagelfl uhkette darstellt. Zwi- renschwang-Becken zudem Auf schlüsse frischer schen dieser und der deutlich niedrigeren Kette glazigener Bildungen (I 2001), während des Prodel im N ist das Weißachtal eingesenkt, weiter unten im Weißachtal alle eindeutig glazi- das von der Weißach in Richtung W entwässert genen Ablagerungen tiefgründig verwittert und wird (Abb. 1). entkalkt sind (R 1998). Das untersuchte Gebiet liegt in der Allgäuer Fal- Die blockreichen glazigenen Ablagerungen, die tenmolasse im Bereich der südlichsten Molasse- ausschließlich Lokalmaterial aus dem Hochgrat- mulden (Hornschuppe und Steinebergmulde). gebiet enthalten und durch ihren Gehalt an me- Die WSW-ENE-streichenden Höhenrücken tergroßen Konglomeratblöcken sehr auff ällig werden im Wesentlichen von Gesteinen der erscheinen, sind in der Umgebung von Steibis Unteren Süßwassermolasse aufgebaut, die man immer von jüngeren Fernmoränen überdeckt hier klassisch in die Weißach-, Steigbach- und (R 1998, W 1998). Somit ist Kojenschichten gliedert. Die Typlokalitäten davon auszugehen, dass nur in älteren Eiszeiten dieser stratigraphischen Einheiten befi nden sich ein Talgletscher existierte, der das Weißachtal alle in der näheren Umgebung des Weißachta- abwärts über die Engstelle von Imberg und les (V 1958, S et al. 1983). Es Denneberg hinaus nach N vorstoßen konnte. handelt sich um Wechselfolgen von Konglome- In der Gegend des Weißachknies dürfte er sich raten, Ton-Schluff -Steinen und Sandsteinen. zeitweise mit der Weißachzunge, einem Ast Alle hier aufgeschlossenen Molassegesteine sind des Rhein-Bodensee-Vorlandgletschers verei- steilgestellt und fallen mit 45 bis 70° meist nach nigt haben. Im Würm-Hochglazial hingegen S ein. scheinen nach R () und I Tiefe Karmulden und deutlich ausgebilde- () die meisten Kargletscher gerade einmal te, diese Kare umkränzende Wallsysteme, den Grund des Weißachtales erreicht zu haben blockreiche glazigene Ablagerungen sowie (Abb. 2). Jedenfalls war die Vergletscherung des konglomeratische Findlingsblöcke sind an der oberen Weißachtales in der letzten Eiszeit off en- Nordfl anke der Rindalphorn-Hochgrat-Kette bar bedeutend geringer als bisher angenommen weit verbreitet und deuten auf die Existenz worden war (z.B. J 1970, W zahlreicher kleiner kaltzeit licher Lokalgletscher 1973, S ). hin. Blockreiche glazigene Ablagerungen des gleichen Typs, die ausschließlich Lokalmaterial aus dem Hochgratgebiet enthalten, lassen sich stellenweise bis in die Umgebung von Stei- 2 Die „Schieferkohle“ bis nachweisen. Daher ist anzunehmen, dass sich diese Lokalgletscher zeitweise zu einem Der Aufschluss der „Schieferkohle“ befi ndet Talgletscher im Weißachtal vereinigt haben sich zu Füßen der Sedererwände, unmittelbar müssen, der über die Engstelle von Imberg unter halb eines kleinen Wasserfalles im Seder- und Spitzlerberg hinaus bis in die Gegend des erbach in einer Höhe von etwa 1150 m. Beider- Weißachknies bei Oberstaufen vorgestoßen ist seits des hier N-S-verlaufenden Baches sind an (Abb. 1). Im Weißachtal selbst sind deutliche den Prallhängen horizontal lagernde quartäre morphologische Hinweise auf eine Talverglet- Sedimente (Kiese und Schluff e) angeschnit- scherung jedoch auf das obere Weißachtal zwi- ten, die Horizonte mit organischem Material schen Ehrenschwangalpe und Einmündung des enthalten (Abb. 3). Die Basis des westlichen Rindalper Tobels in die Weißach beschränkt. Aufschlusses bilden grau-braune Schluff e mit Belegt der Fund einer „Schieferkohle“ die spätglaziale Vergletscherung 91

Abb. 2: Die Immenstädter Nagelfl uhberge während des Vereisungsmaximums der Würmeiszeit (LGM). Rekonstruktionsversuch auf der Grundlage von geologischen Detailkartierungen von B (), W (1998), R (), I () und P (). Die Vergletscherung des oberen Weißachtales war in der letzten Eiszeit off enbar bedeutend geringer als bisher angenommen (vergl. z.B. J 1970, W 1973 oder S ). Mit dem Kreuz ist die Lage der Schieferkohle im Se- dererbach markiert. stark angelösten, eckigen Komponenten und organischem Material eingeschaltet. Im Han- Gesteinssplittern. Wahrscheinlich handelt es genden der obersten dieser Lagen folgen hier bis sich um solifl uidal umgelagerte, mit Steinen max. 4 m mächtige, sandige, schlecht geschich- durchmischte Molassemergel. Dieses Material tete Kiese, in denen kein organisches Material wird von einer etwa 60 cm mächtigen Folge gefunden werden konnte (Abb. 3). Die Gerölle von mehr oder weniger schluff reichen Kiesen in diesem Kies zeigen deutliche Imbrikation. und Sanden sowie reinen Schluff en überlagert, Hinsichtlich ihrer Farbe und ihrer Sterilität er- in die mehrere, maximal 4 cm dicke Horizonte innern sie eher an kaltzeitliche Schmelzwasser- aus organischem Material eingeschaltet sind. kiese als an warmzeitliche Bachsedimente. Bei Im Hangenden der obersten dieser organischen allen Komponenten, die in dieser Schichtfolge Lagen folgen bis zur Geländeoberkante 2 m vorkommen, scheint es sich um Fragmente von verstürztes, kiesiges Material, bei dem es sich Sandsteinbänken oder Geröllen aus entfestigten um die gleichen, schlecht geschichteten Kiese Konglomeraten zu handeln, also um umge- handeln dürfte, die auch auf der anderen Bach- lagerte Molassegesteine. Die Horizonte mit seite aufgeschlossen sind. organischem Material, aber auch alle anderen Am östlichen Prallhang sind in einer ähnlichen Sedimente im Liegenden der Kiese, machen Schichtfolge insgesamt nur drei Horizonte mit einen ungewöhnlich festen, augenschein lich 92 R I  H S

Abb. 3: Das „Schieferkohle“-Profi l im Sedererbach. Rechts: Schematische Übersichtsskizze vom östlichen Prallhang des Sedererbaches. 3 = undeutlich geschichteter, steriler Kies 2 = schlecht geschichtete Schluff e und Sande mit Geröllen und organischen Einschaltungen 1 = sandiger Schluff mit eckigen Komponenten, ungeschichtet Links: Detailliertes Säulenprofi l des westlichen Prallhanges im Sedererbach. Horizonte, die aus torfartigem, organischen Material bestehen, sind mit „S“ gekennzeichnet. Stellen, an denen Proben für die radiometrische Altersbestimmung entnommen worden sind, wurden zusätzlich mit einem Sternchen markiert.

überkonsolidierten Eindruck. zugleich aber auch regelmäßige Nachweise von Die Lagen mit organischem Material sind lichtliebenden Arten wie Juniperus, Cichorioi- braun gefärbt, faserig strukturiert und bestehen dae, Chenopodiaceae, Artemisia und Poaceae im wesentlichen aus Pfl anzenresten. Schon mit auf. Anhand des Artenspektrums lässt sich ein bloßem Auge sind viele dünne, plattgedrückte ausgedehnter Kiefernwald im weiteren Umfeld Stengel erkennbar. Dickere Ästchen oder grö- der untersuchten Ablagerungen rekonstruieren, ßere Holzreste fehlen völlig. Bei einer Untersu- der an exponierten und lichten Standorten chung der Pfl anzenreste unter der Stereolupe vor allem Raum für Off enlandgesellschaften und dem Durchlichtmikroskop konnten vor bot. Im Bereich der Ablagerungen selbst ent- allem zahlreiche Reste von Torfmoosen (Spha- wickelte sich im untersuchten Zeitraum ein gnaceen) identifi ziert werden. Daneben wurden Moor, das zunächst vor allem durch vereinzelte schlecht erhaltene fädige Grünalgen und Dia- Hochstauden, Farne, Sauergräser und vor allem tomeen gefunden. Der Erhaltungszustand der Moosfarn (Selaginella) geprägt war. Im weiteren ursprünglich holzigen Stengel war zu schlecht, Verlauf charakterisierten jedoch in erster Linie um das Material näher bestimmen zu können. Sauergräser, aber auch Wasserpfl anzen (Callit- Die „Schieferkohle“ wurde von Frau Dr. H. riche-type) das Bild der lokalen Vegetation und Schneider am Geographischen Institut der Uni- las sen auf zunehmende Versumpfung schließen. versität Jena pollenanalytisch untersucht. Die Der Nachweis von Pollenkörnern der Gattun- Ergebnisse belegen im Profi labschnitt 189 bis gen Alnus und Corylus kann hier sicher als Beleg 235 cm (Abb. 3 links) eine einheitliche Entwick- für anhaltende Umlagerungsprozesse angesehen lung der regionalen Vegetation. Dabei fallen vor wer den. allem sehr hohe prozentuale Werte von Pinus, Die mineralischen Einschaltungen zwischen Belegt der Fund einer „Schieferkohle“ die spätglaziale Vergletscherung 93 den dünnen Torfhorizonten waren extrem durch 2 bis maximal 4 m Kies, wie sie derzei- arm an Palynomorphen. Die wenigen erhal- tig im Gelände vorzufi nden ist (Abb. 3), nicht tenen Pollenkörner waren stark korrodiert ausreichend. Keine Geländebefunde sprechen und ermöglichten deshalb keine Auswertung. für eine ursprünglich deutlich höhere Über- Möglicherweise sind sie in einem sehr kurzen lagerung, etwa durch wesentlich mächtigere Zeitraum abgelagert worden. Zur pollenanalyti- Bachsedimente oder durch Rutschmassen, die schen Altersbestimmung vergl. Abschnitt 2.2.. inzwischen der Erosion zum Opfer gefallen sein könnten. Eine für die Kompaktion ausrei- chend mächtige Überlagerung aus Schnee- und Lawinenmassen wäre aufgrund der Lage des 2.1 Kompressionsversuch an einer Probe Schieferkohlevorkommens denkbar. Allerdings aus der „Schieferkohle“ ist der nötige Belastungszeitraum für eine derar- tige Kompaktion wohl als deutlich zu gering zu Um den subjektiven Eindruck der Konsoli- betrachten. Ein möglicher Grund für die hohe dierung der „Schieferkohle“ zu verifi zieren, Vorbelastung angesichts der Lage der „Schiefer- wurde der Grad der Verfestigung im Rahmen kohle“ könnte in einer Eisüberfahrung zu fi n- eines Kompressionsversuches bei behinderter den sein. Bei einer Interpretation der Ergebnisse Seitenausdehnung (DIN 18135) gemessen. des Kompressionsversuches (Abb. 4) in diesem Zur Bestimmung des Setzungsverhaltens wurde Sinne würde sich bei einer angenommenen Eis- eine ungestörte Probe (Güteklasse 1 nach DIN dichte von 0,9 g/cm³ eine Eisüberlagerung von 4021) mit einem Stechring (71,4 mm Ø) ge- gut 20 m ergeben. wonnen und im Kompressionsapparat stufen- Zu Vergleichszwecken wurde auch das Kom- weise be-, ent- und wiederbelastet. Bei einem pressionsverhalten eines holozänen, nicht natürlichen Wassergehalt von 60 Ge wichts-% vorbelaste ten jungen Torfes aus einem Hoch- (bezogen auf Trockenmasse) ergab sich eine moor östlich von München getestet. Die Torf- maximale Setzung von knapp 40 %. probe wurde aus einem etwa 700 m nördlich Auff ällig ist der konvexe Verlauf der halbloga- von Fürmoosen bei Kirchseeon (Landkreis rithmischen Last-Zusammendrückungs-Kurve Ebersberg) gelegenen Torf stich aus einer Tiefe bei der Erstbelastung (Abb. 4 oben). Das heißt, von etwa 2 m entnommen. Die ursprüngliche die Kurve besitzt bei mäßiger Zunahme der Überlagerung durch Sedimente ist hier damit Normal spannung eine fl ach gekrümmte Form, ähnlich hoch wie bei den „Schieferkohlen“ im bei höheren Normalspannungen dagegen eine Sedererbach. Es ergab sich ein zehnfach höhe- deutlich stär kere Neigung. Die Ursache hierfür rer natürlicher Wassergehalt (600 Gewichts-%! wird im Überschreiten einer früheren Vorbelas- bezogen auf die Trockenmasse), eine deutlich tung gesehen. Der Wendepunkt der Kurve wird größere Zusammendrückbarkeit (85 %) und als „Casagrande-Knick“ bezeichnet (Abb. 4 eine völlig anders gekrümmte, konkave Erst- oben). Nach P (1997: 34), B (1971: belastungskurve (Abb. 4 unten). 43) sowie der DIN 18135 lässt sich aus der Lage Der Versuch, aus schluffi gen Sedimenten des dieses Knickpunktes die ungefähre Größe der Schieferkohle-Profi ls gleichfalls Proben für Vorbelastung bestimmen, die im vorliegenden Kompressionsversuche zu gewinnen, schlug Falle im Bereich von ca. 200 kN/m² liegt. leider fehl. Ein Teil des Materials erwies sich als Für diese augenscheinliche Überkonsolidierung sekundär stark aufgeweicht, da die Schluff e als der „Schieferkohle“ und der sie umgebenden Grundwasserstauer dienen und an ihrer Ober- schluffi gen Sedimente ist eine Überlagerung kante zahlreiche Quellen austreten. Andere Pro- 94 R I  H S ben aus tieferen Teilen des Profi ls sind so mit war ursprünglich mit einem Frühwürm-inter- groben Gesteinsfragmenten durchsetzt, dass stadialen Alter der „Schieferkohle“ gerechnet sich mit dem Steckzylinder keine geeigneten worden. Proben gewinnen ließen. Um die angenommene Altersstellung zu über- prüfen, wurde Probenmaterial der „Schiefer- kohle“ an das Leibniz-Labor für Altersbestim- mung und Isotopenforschung der Universität 2.2 Altersbestimmung der „Schieferkohle“ Kiel geschickt, um an dem Material eine kon- ventionelle Radiokarbon-Datierung durch- Aufgrund der Geländesituation wurde zunächst führen zu lassen. Die Messungen ergaben ein von einer Verdichtung der Sedimente durch unkalibriertes 14C-Alter von 11930 ± 80 Jahren Eisüberfahrung ausgegangen. Somit schien ein BP (Labornummer: KI-4859). Weitere Radio- Prähochwürm-glaziales Alter der „Schieferkoh- karbon-Alter wurden mit der AMS-Methode le“ am wahrscheinlichsten. Da die Umgebung am Van de Graaff Laboratorium der Universität der Fundstelle heute bewaldet ist, größere Utrecht bestimmt. Danach hat der 4 cm mäch- Holzreste in der „Schieferkohle“ aber völlig tige Basis-Horizont ein 14C -Alter von 11950 ± fehlen, war anfangs angenommen worden, dass 60 Jahren BP (Labornummer: UtC Nr. 11355), es sich wohl um keine eindeutig warmzeitliche für den Horizont unmittelbar unter den über- Bildung handeln könne. Angesichts ihrer Hö- lagernden Kiesen ergibt sich dagegen ein Alter henlage von etwa 1140 m könnte die Fundstelle von 11620 ± 80 Jahren BP (Labornummer: schon bei einer relativ bescheidenen Absenkung UtC Nr. 11354)(Abb. 3 links). der „Schneegrenze“ in die Nähe der Baumgren- Aufgrund dieser 14C -Datierungen fällt die Ent- ze geraten sein. Aufgrund dieser Überlegungen stehung des Torfes ins Spätglazial der Würmeis-

Normalspannung (kN/m2)

0,1 1 10 100 1000 0 Casagrande-Knick 10

20

30

40 Schieferkohle 50

Setzung (%) 60 Torf

70

80

90

Abb. 4: Vergleich des Setzungsverhaltens der mutmaßlich eisüberfahrenen „Schieferkohle“ vom Sedererbach (oben) und eines nicht vorbelasteten Torfes aus einem Torfstich von Fürmoosen bei Kirchseeon im Alpenvor- land (unten). Anhand des „Casagrande-Knickes“ in der Setzungskurve lässt sich die Größe der Vorbelastung des Materials abschätzen. Belegt der Fund einer „Schieferkohle“ die spätglaziale Vergletscherung 95 zeit, genauer in den Beginn der spätglazialen 3 Der Sedererkar-Gletscher und die Warmphase des Alleröd. Dafür sprechen auch spätglaziale Depression der Schneegrenze die pollenanalytischen Untersuchungen durch Frau Dr. H. Schneider vom Geographischen Für eine denkbare Eisüberfahrung könnte der Institut der Uni versität Jena. Vergleicht man die Vorstoß eines Lokalgletschers aus dem unmit- palynologischen Ergebnisse (Abschnitt 2) mit telbar im Süden anschließenden Sedererkar den Arbeiten von K (1992, 1995) verantwortlich sein. Die Eiszunge müsste, um aus dem Ammersee und A  L das Gebiet mit der „Schieferkohle“ erreicht und (1989) aus dem Rotsee, so lassen sich die un- 20 m hoch überdeckt haben zu können, um tersuchten Pollenspektren gleichfalls dem Aller- mindestens 700 m über den Karriegel und die öd-Interstadial zuordnen, also der Pollenzone II Mittleren Sedererwände nach Norden hinaus nach F (1949). vorgestoßen sein und dabei eine Höhendiff e- Nach den Paläotemperatur-Messungen, die renz von mehr als 300 m überwunden haben. G et al. (1992: 150) an Ostrako- denschalen im Ammersee durchgeführt haben, Für die Entstehung eines Gletschers ist neben herrschten zu dieser Zeit im Alpenvorland der nötigen Höhenlage und ausreichendem Jahresdurchschnitts temperaturen, die mit etwa Nieder schlag auch Exposition, Sonneneinstrah- + 6°C nur wenig unter den heutigen Tempe- lung und die Möglichkeit der Akkumulation raturen (+ 8°C) liegen. Entsprechend dürften durch Lawinen zu berücksichtigen. Die Posi- auch die Jahresmitteltemperaturen im Tal des tion des ideal ausgebildeten, amphitheaterför- Sedererbaches z.Z. der Bildung dieser „Schie- migen Sedererkares ist für die Akkumulation ferkohle“ nicht all zu weit unter den heutigen großer Schneemengen sehr günstig. Es liegt gelegen haben. Die Pressung der „Schieferkoh- an der extrem steilen Nordseite der Rindalp- le“ muss jünger sein und könnte mit einer mög- horn-Hochgrat-Kette, deren Kamm im Bereich lichen Eisüberfahrung während der jüngeren des Sedererkares eine Höhe von ca. 1590 m Dryaszeit zusammenhängen. Der Eisvorstoß erreicht. Der etwa 1450 m hoch liegende Bo- müsste folglich mit dem zentralalpinen Egesen- den des Sedererkares, in dem Erosionsreste von Stadium parallelisierbar sein (P  B- feinkörnigen Karsee-Sedimenten aufgeschlos-  1978). Damit könnte es sich um sen und erbohrbar sind (I 2001), wird die jüngste bekannte „Schieferkohle“ Deutsch- von den übersteilten Oberen Sedererwänden lands handeln, für die eine Vorbelastung durch überragt (1570 m), die aus steil nach Süden Gletschereis anzunehmen ist. Aufgrund ihres einfallenden Molassekonglomeraten aufgebaut geringen Alters und ihrer Höhenlage sind Ver- werden. Dadurch wurde das Kar sicherlich gleiche mit anderen bekannten „Schieferkoh- nicht nur durch die an sich schon sehr hohen len“ im nordalpinen Raum und im Alpenvor- Niederschläge im Nordstau der Alpen, sondern land nur schwer zu ziehen (z.B. B auch durch Lawinen mit Schnee versorgt. Ab- , H , K  K gesehen von seiner Nordexposition und die , P , S ). Einzig dadurch bedingte geringe Sonneneinstrahlung die „Schieferkohle“ von Imberg bei Sonthofen wird das Kar im E vom 1737 m hohen Sederer- liegt ähnlich hoch, ist aber mit einem Radio- stuiben und im W vom 1772 m hohen Buralp- karbon-Alter von > 40 000 Jahren deutlich älter kopf fl ankiert, was eine zusätzliche Beschattung (S et al. 1983) und stammt angeblich eines Kargletschers bedeutet. aus einem Frühwürm-Interstadial. Ein Kargletscher konnte sich während der Jüngeren Tundrenzeit im Sedererkar natürlich 96 R I  H S

Abb. 5: Schematischer N-S-Schnitt durch die Ostalpen zwischen der Silvretta und dem Allgäu, mit Lage der heutigen Schneegrenze (GWL). Verwendet wurden u.a. die Angaben von G (1983), V (1970) sowie S  K (1993). Die hypothetische Verlängerung der gemittelten Höhenlage der Gleichge- wichtslinie bis zum Alpennordrand dient der Rekonstruktion der spätglazialen Depression der Schneegrenze (SD) in den Immenstädter Nagelfl uhbergen. nur dann bilden, wenn die „Schneegrenze“ in  1970: 160 f.). In der noch weiter nördlich dieser Zeit deutlich niedriger lag als heute. Die gelegenen Ferwallgruppe liegt die gemittelte „Schneegrenze“ muss irgendwo zwischen dem Höhenlage der Gleichgewichtslinie nochmals Karboden (1450 m) und dem Sattel zwischen deutlich niedriger. Für den im Wetterstein- Sedererstuiben und Buralpkopf (1590 m) ange- gebirge gelegenen Höllentalferner (ENE-Ex- nommen werden, also in einer Höhe von 1500 positon) – er befi ndet sich südöstlich des be- bis max. 1550 m. Ist eine spätglaziale „Schnee- schriebenen Schieferkohlevorkommens – nennt grenzendepression“ dieser Größenordnung H (1992) eine rezente Schneegrenze überhaupt wahrscheinlich? von 2375 m. Das nächstgelegene rezente Firn- Die heutige „Schneegrenze“ – sie wird in An- feld ist der Schwarzmilzferner am Südhang der lehnung an G (1983) im folgenden als Mädelegabel im Bereich des Hauptkammes der Mittel der Gleichgewichtslinie (GWL) bzw. Allgäuer Alpen. Nach S  K (1993) „equilibrium line“ (EL) über mehrere Jahre ist die „Schneegrenze“ am Schwarzmilzferner verstanden – auf Gletschern liegt im Bereich bei 2450 m anzunehmen (Abb. 5). Im Gegen- der zentralen Ostalpen nach G (1983: 68) satz zu diesem Firnfeld ist das Sedererkar aber um die 3000 m hoch. Im Gebiet des Alpen- nordexponiert. Nach K () beträgt der hauptkammes liegt sie in der Silvrettagruppe, Höhenunterschied zwischen den „Schneegren- die sich genau südlich des Allgäus befi ndet, in zen“ nord- und südexponierter Gletscher im einer Höhe von 2950 m (Abb. 5). Doch schon Schnitt 172 m in den Nördlichen Kalkalpen. am Nordrand der Silvretta, bei Galtür, sinkt sie Folglich wäre die gemittelte Höhenlage der auf eine Höhe von nur mehr 2600 m ab (V- Gleichgewichtslinie im Gebiet der Mädelega- Belegt der Fund einer „Schieferkohle“ die spätglaziale Vergletscherung 97 bel für einen (hier aber nicht vorhandenen)   K 1997) besteht in der Koppelung nordexponierten Gletscher bei knapp 2275 m der „Schneegrenze“ an die Jahresmitteltempe- anzunehmen. Interpoliert man die Abnahme ratur. So führt nach K  K (1997) der Gleichgewichtslinienhöhe von den Zen- eine Tem peraturänderung von 0,4°C bis 0,6°C tralalpen zum Alpenrand hin nach Norden, zum Ansteigen oder Absinken der „Schneegren- muss man eine hypothetische Lage der heutigen ze“ um jeweils 100 m. Da der Unterschied der „Schneegrenze“ im Gebiet der Immenstädter Jahresmitteltemperatur zwischen der jüngeren Nagelfl uhberge von 2100 m annehmen (Abb. Dryaszeit und heute nach G et al. 5). Es ist allerdings anzumerken, dass sie je nach (1992: 150) etwas mehr als 6°C betragen haben Witterungsumständen bezüglich Form und soll, errechnet sich eine hypothetische „Schnee- Höhenlage von Jahr zu Jahr stark variieren kann grenze“ von etwa 1400 m Höhe im Untersu- (M 1992). chungsgebiet. Somit wäre eine späteiszeitliche Die klimatische Schwankung während der Vergletscherung des 1450 m hoch gelegenen Jüngeren Dryaszeit hat in den Zentralalpen Sedererkares während des Egesen-Stadiums nach P (1983: 39) eine Absenkung der durchaus denkbar. „Schneegrenze“ um bis zu 450 m bewirkt. Etwa vergleichbare Werte konnten von H-  (1992) im Wettersteingebirge (Höllental) festgestellt werden. Er gibt für einen sicher 4 Die jüngste Landschaftsgeschichte im bestimmten Moränenstand aus der Jüngeren oberen Weißachtal Dryas eine Schneegrenzdepression von 395 m (Bezugsniveau 1990), für einen vermuteten Versucht man all diese Beobachtungen und Gletscherstand aus der Jüngeren Dryas oder Erkenntnisse zu einem einheitlichen Bild älter eine Depression von 445 m (Bezugsniveau zusammen zufügen, würde die Landschafts- 1990) an. Geht man von der oben abgeleite- geschichte dieser Gegend in der ausgehenden ten Höhenlage der heutigen hypothetischen Würmeiszeit in einem völlig neuen Licht er- „Schneegrenze“ im Gebiet der Rind alphorn- scheinen. Seit den grundlegenden Arbeiten von Hochgrat-Kette aus, errechnet sich hier eine P  B (1969, 1978) in spätglazial-stadiale Schneegrenzhöhe von ca. den zentralen Ostalpen ist klar geworden, dass 1650 m. Sie liegt damit etwa 200 m über dem das Rückschmelzen der großen Vorlandglet- Niveau des heutigen Karbodens und etwa scher bis zum Alpenrand in wesentlichen Teilen 100 m über der oben aufgrund von geomorpho- noch im ausgehenden Hochglazial erfolgte und logischen Überlegungen ermittelten Höhenlage die Gletscher sich noch während des Spätglazi- der Gleichge wichtslinie. Dieser unzulängliche als in die Hochlagen der Alpen zurückgezogen Rekonstruktionsversuch würde also gegen die haben müssen. Dadurch scheint gesichert, dass Möglichkeit der Entstehung eines Kargletschers die meisten der deutlich ausgebildeten Wall- an dieser Stelle sprechen. Allerdings werden systeme, die die nordalpinen Kare umkränzen, einige günstige Lagefaktoren nicht berücksich- größtenteils nicht aus dem frühen Holozän, wie tigt, die vielleicht dazu beitragen würden, die man bis dahin vielfach angenommen hatte (z.B. spätglaziale „Schneegrenze“ lokal um mehr als H 1968), sondern aus dem Spätgla- 100 m weiter nach unten zu drücken. zial stammen müssten. Niemand dürfte aber Ein anderer Lösungsansatz für die Ermittlung bisher damit gerechnet haben, dass die Klima- der gemittelten Höhenlage der Gleichgewichts- depression noch an der Wende vom Spät- zum linie während der Jüngeren Dryaszeit (u.a. K- Postglazial so kräftig war, dass sie in der Jün- 98 R I  H S geren Dryaszeit einen derart weiten Eisvorstoß klimas gelifl uidal umge lagert und mit den hier (Egesen-Stadium) aus einem vergleichsweise anstehenden Molassemergeln vermischt. Die ziemlich tief liegenden Kar auslösen konnte. im Talboden akkumulierten Fließerden bilden Die Lokalgletscher an der übersteilten Nord- die Basis des oben beschriebenen Aufschlusses fl anke der Rindalphorn-Hochgrat-Kette sind (Abb. 3). In fl achen Depressionen des unru- während der Würmeiszeit wohl mehrfach vor- higen Geländes entstanden in der Nähe des gestoßen. Jedoch nur im Hochwürm dürften Sedererbaches kleine Tümpel und Flachmoore einige Gletscherzungen vorübergehend den mit geringmächtigen Torfen. Bachhochwässer Grund des Weißachtales erreicht haben. Das lagerten in diesen Mulden immer wieder san- waren vor allem Gletscher, die Karen unter dem dig-schluffi ge Sedimente ab, wodurch die Torf- Hochgrat, dem Rindalphorn (Rindalpkar) und bildung vorübergehend unterbrochen wurde. dem Buralpkopf (Sedererkar) entstammten. Bei einer erneuten Klimaverschlechterung in der Doch nur die beiden östlichsten dieser Kar- Jüngeren Dryaszeit – die Jahresdurchschnitts- gletscher, der Sedererkar- und der Rind alpkar- tem peratur sank selbst im Alpenvorland auf Gletscher, konnten zeitweise echte Talgletscher etwa 0°C ab – könnte es einen weiteren Vorstoß ausbilden. Wie sich an sehr deutlichen und des Sedererkar-Gletschers gegeben haben. Die kaum verwitterten Moränenwällen rekonstru- Eiszunge schob sich mindestens 700 m über ieren lässt, schob sich der aus dem Rindalpkar den Karriegel hinaus, überwand eine Höhe von stammende Talgletscher etwa 2,5 km weit im fast 300 m und stieß noch etwas über die Flach- Rindalptobel bis zu seiner Einmündung in die moore am Sedererbach vor (Egesen-Stadium). Weißach vor. Der Sedererkar-Gletscher schob Dabei könnten die Torfe überfahren und ge- sich mindestens 3 km weit über das Becken presst worden sein. Angesichts der rekonstruier- der Ehrenschwang-Alpe hinaus bis zu der Un- baren geringen Mächtigkeit des Eises von max. teren-Eck-Alpe im Weißachtal vor. Die Glet- 22 m sollte der Gletscher damals nicht allzu scherstirn wird durch deutliche Moränenwälle weit nördlich von diesen Torfen gestirnt haben. nachgezeichnet, die etwa 400 m westlich der Deutliche Moränenwälle sind hier allerdings Unteren Eck-Alpe das Tal queren. Die Verbrei- nicht erhalten geblieben, könnten allerdings tung glazigener Ablagerungen weist aber darauf unter den weitläufi gen Schwemmfächern süd- hin, dass diese Gletscherzunge zeitweise wohl lich der Ehrenschwangalpe verborgen sein. Bei bis zur Einmündung des Rindalptobels nach der fortschreitenden Klimaerwärmung an der W gereicht haben muss. Stillwassersedimente Grenze vom Spät- zum Postglazial kam es zu im Weißachtal deuten darauf hin, dass im Zun- einem neuerlichen raschen Rückschmelzen des genbecken der Ehrenschwang-Alpe, aber auch Eises. Aus dieser Phase stammen vermutlich die östlich der Einmündung des Rindalpkar-Glet- Schmelzwasserkiese im Hangenden der „Schie- schers, zeitweise Schmelzwasserseen aufgestaut ferkohlen“. Die Genese und der Erhalt der worden sind. „Schieferkohle“. ist der geschützten Lage am Im Spätglazial – zumindest im Alleröd – ist Fuße der steilen Sedererwände zu verdanken. der Sedererkar-Gletscher in das 1450 m hoch Ähnlich klare Belege für einen so jungen Eis- gelegene Sedererkar zurückgeschmolzen und vorstoß fehlen bisher jedoch in der Umgebung vielleicht vorübergehend völlig verschwunden. anderer Kare der Rindalphorn-Hochgrat-Kette Das vom Eis unterhalb der Unteren Sederer- (I , R , V wände zurückgelassene Material wurde wegen , D ,). des starken Gefälles und des in den kälteren Ab- schnitten des Spätglazials herrschenden Frost- Belegt der Fund einer „Schieferkohle“ die spätglaziale Vergletscherung 99

5 Danksagung geol. Kt. 1: 10 000; Garching. DIN 4021 (1990): Baugrund, Aufschluß durch Für die pollenanalytische Untersuchung des Schürfe und Bohrungen.– Entwurf 10/90, Aufschlusses bedanken wir uns bei Frau Dr. H. 27 S.; Berlin, Wien, Zürich (Beuth). Schneider von der Friedrich-Schiller-Universität DIN 18135 (1999): Eindimensionaler Kom- Jena. Unser Dank gilt auch Herrn Dr. Erlenkeu- pressionsversuch, Baugrund, Untersuchun- ser vom Leibniz-Labor für Altersbestimmung gen von Bodenproben.– Entwurf 6/99, 38 und Isotopenforschung der Universität Kiel S.; Berlin, Wien, Zürich (Beuth). und Herrn Dr. K. van der Borg vom R. J. Van D, H. (1982): Über die eiszeitliche de Graaff Laboratorium der Universität Utrecht Vergletscherung des westlichen Hochallgäus für die 14C-Datierungen. Für die Durchführung und die glaziale Überformung des Alpsee- und Auswertung ergänzender Kompressionsver- und des oberen Weißachtales.– Ber. z. dt. suche bedanken wir uns bei Frau Dipl.-Geol. Landeskunde, 56: 219-238; Trier. Marion Nickmann und Herrn Matthias Bober. D, H. (1983): Erläuterungen zur Zudem sind wir auch Herrn Dr. R. Plinninger Geomorphologischen Karte 1: 25 000 der vom Lehrstuhl für Allgemeine, Angewandte Bundesrepublik Deutschland, GMK 25 und Ingenieur-Geologie der TU München, Blatt 14 Nr. 8426 Oberstaufen.– 46 S., 1 Herrn Dr. M. Fiebig vom Bayerischen Geolo- geomorph. Kt.; Berlin. gischen Landesamt und Frau Dipl.-Geol. D. F, F. (1949): Spät- und nacheiszeitliche Frieling (Olching) für die kritische Durchsicht Waldgeschichte Mitteleuropas nördlich der des Textes zu Dank verpfl ichtet. Alpen. I. Allgemeine Waldgeschichte.– 480 S.; Jena (Fischer). G, U. von, E, H., M, J.  K-E, A. 6 Literaturverzeichnis (1992): Oxygen Isotope Records of Benthic Ostracods in Bavarian Lake Sediments; Re- A, B.  L, A.F. (): Late Gla- construction of Late and Post Glacial Annu- cial radiocarbon- and palynostratigraphie on al Air Temperatures.– Naturwissenschaften, the Swiss Plateau.– Boreas, 18: 109-126; 79: 145-152; Heidelberg. Oslo. G, G., K, H.  P, G. B, W.H. (1971): Zusammendrückung (1976): Methodische Untersuchungen über und Scherfestigkeit von Böden. die Schneegrenze in alpinen Gletscherge- Anwendungsbeispiele und Aufgaben.– 174 bieten.– Zeitschrift für Gletscherkunde S.; Wien (Springer). und Glazialgeologie, 12 (2): 223-251; In- B, K. (1962): Das nsbruck. Schieferkohlenlager von Pfeff erbichl bei G, G. (1983): Die Schneegrenze und die Füssen.– Jber. U. Mitt. Oberrh. Geol. Ver., Altschneelinie in den österreichischen Al- 44: 43-60; Stuttgart. pen.– Innsbrucker Geographische Studien, B, Ch. (1993): Erläuterungen 8: 59-76; Innsbruck. zur geologischen Karte des Gebietes H, G. (1992): Spät- und postglaziale zwischen Oberstaufen und Missen im Gletscherschwankungen im Wettersteinge- Allgäu (Faltenmolasse und Quartär).– birge und seiner Umgebung.– Münchener Diplomkartierung am Lehrstuhl für Geologie Geographische Abhandlungen, B 15: 154 S.; der TU München, unveröff entlicht: 78 S., 1 München. 100 R I  H S

H, H. (1968): Die Alpengletscher im schen Karte des Gebietes südwestlich des Spät- und Postglazial, eine chronologische Alpsees bei Immenstadt im Allgäu (Fal- Übersicht.– Eiszeitalter und Gegenwart, 19: tenmolasse, Quartär), mit einer speziellen, 270-275; Stuttgart. hydrogeologischen Darstellung des Land- I, R. (2001): Erläuterungen zur geo- kreises Lindau.– Diplomarbeit und Di- logischen Karte des oberen Weißachtales plomkartierung am Lehrstuhl für Geologie südwestlich von Immenstadt im Allgäu der TU München, unveröff entlicht: 125 S., (Faltenmolasse, Quartär) mit speziellen 1 geol. Kt. 1: 10 000; München. Untersuchungen zur Ursache von Hangbe- P, G. (1983): Die spätglazialen Glet- wegungen.– Diplomarbeit und Diplomkar- scherstände im Bereich des Mieslkopfes tierung am Lehrstuhl für Geologie der TU und im Arztal, Tuxer Voralpen, Tirol.– In- München, unveröff entlicht: 77 S.; 1 geol. nsbrucker Geographische Studien, 8: 35-44; Kt. 1: 10 000; München. Innsbruck. J, H. (1970): Die Schweiz zur letzten P, G.  B, S. (1969): Eiszeit.– In: Atlas der Schweiz, Blatt 6, Warmzeitliche Klima- und Gletscher- 1Kt. 1: 500 000; Wabern-Bern (Eidgen. schwankungen im Pollenprofi l eines hoch- Landestopographie). gelegenen Moores (2270 m) der Venediger- K, O.  K, E. (1997): Eiszeit, Relief Gruppe.– Eiszeitalter und Gegenwart, 20: und Moorstandorte.– Ber. St. Gall. Natw. 116-122; Öhingen. Ges., 88: 33-54; St. Gallen. P, G.  B, S. (1978): K, A. (): Nachweis spät- und Zur Chronologie des Spät- und Postglazials postglazialer Seespiegelschwankungen am im Ötztal und Inntal (Ostalpen, Tirol).– In: Ammersee mittels pollenanalytischer und F, B. [Hrsg.] (1978), Führer zur Ex- sedimentologischer Untersuchungen.– Diss. kursionstagung des IGCP-Projektes 73/1/ TU München: 139 S.; Garching. 24 „Quaternary Glaciation in the Northern K, A. (): Seespiegelschwankun- Hemisphere“, vom 5. Bis 13. September gen am Ammersee: ein Beitrag zur spät- und 1976: 185-197; Bonn - Bad Godesberg. postglazialen Klimageschichte Bayerns.– Ge- P, H. (1997): Abriß der Ingenieurgeolo- ologica Bavarica, 99: 253-367; München. gie.– 3. Aufl ., 546 S.; Stuttgart (Enke). K, M. (1983): Die Höhe der Schneegrenze R, Th . (1998): Erläuterungen zur in Tirol, berechnet aus Fliris klimatischen Geologischen Karte des Gebietes zwischen Profi len.– Innsbrucker Geographische Oberstaufen und dem Hochgrat im Allgäu Studien, 8: 85-91; Innsbruck. (Faltenmolasse, Quartär), mit speziellen M, M. (1992): Die Gletscher Graubün- Untersuchungen an fossilen Karseen der dens. Rekonstruktion und Auswertung der Hochgratkette.– Diplomarbeit und Di- Gletscher und deren Veränderungen seit plomkartierung am Lehrstuhl für Geologie dem Hochstand von 1850 im Gebiet der der TU München, unveröff entlicht: 106 S., östlichen Schweizer Alpen (Bündnerland 1 geol. Kt. 1: 10 000; Garching. und angrenzende Regionen). Teil A (324 S, R.  K, H. (1999): Equilib- S.): Grundlagen-Analysen-Ergebnisse. Teil rium-line altitudes and rock glaciers during B (124 S.): Verzeichnisse-Datenlage-Glet- the Younger Dryas cooling event, Ferwall scherkarten. Physische Geographie, Vol. 33; group, western Tyrol, Austria. Annals of Univ. Zürich. Glaciology, 28: 141-145; Cambridge. P, B.A. (2001): Erläuterungen zur geologi- S, H. (1995): Bau und Werden der Belegt der Fund einer „Schieferkohle“ die spätglaziale Vergletscherung 101

Allgäuer Landschaft.– 305 S.; Stuttgart V, G. (1970): Die Höhe der Schnee- (Schweizerbart). grenze in der Silvrettagruppe.– Mitt. Geogr. S, J.  K, M. (1993): Der Schwarz- Ges. München, 55: 155-168; München. milzferner in den Allgäuer Alpen: Massen- W, R. (1973): Rekonstruktion des bilanz und klimatische Bedingungen.– Zeit- Eisstromnetzes der Ostalpennordseite zur schrift für Gletscherkunde und Glaziologie, Zeit des Würmmaximums mit einer Berech- 29 (1): 55-74; Innsbruck. nung seiner Flächen und Volumina.– Hei- S, K., E, R. & J, H. (1983): delberger Geogr. Arb., 38: 158-178, 1 Kt. 1: Geologische Karte von Bayern 1: 25 000, 1000 000; Heidelberg. Erläuterungen zum Blatt Nr. 8427 Immen- W, A. (1998): Erläuterungen zur geo- stadt.– 258 S., 1 geol. Kt.; München (Bayer. logischen Karte des Gebietes südwestlich Geol. L.-Amt). von Oberstaufen im Allgäu (Faltenmolasse, S, W. (1970): Frühwürmzeitliche Quartär), mit besonderen Untersuchungen Schieferkohlevorkommen im Bereich des zur Stratigraphie der Unteren Süßwassermo- östlichen Isar-Vorlandgletschers.– Geologica lasse und des Quartärs.– Diplomarbeit und Bavarica, 63: 217-230; München. Diplomkartierung am Lehrstuhl für Geolo- V, Th . (1958): Geologische Karte von gie der TU München, unveröff entlicht: 189 Bayern 1: 25 000, Erläuterungen zum Blatt S., 1 geol. Kt. 1: 10 000; Garching. Nr. 8426 Oberstaufen.– 41 S., 1 geol. Kt.; München (Bayer. Geol. L.-Amt). 102-121 Eiszeitalter und Gegenwart 55 Hannover 2005 8 Abb., 1 Tab.

Paleoglaciations in Anatolia: – A Schematic Review and First Results –

N A*) C S

Keywords: Turkey, Anatolia, Glaciation, Paleoglacia- [Die früheren Vergletscherungen in Anatolien: tions, Climate, Paleocirculations – Ein schematischer Rückblick & erste Ergeb- nisse – ] Abstract: Anatolia is situated in the Eastern Mediter- ranean region between 36o – 42oN and 26o – 45oE. Kurzfassung: Die spezielle geographische Lage der Th e geological records of paleoglaciations in the high Türkei nordöstlich vom Mittelmeer zwischen 36o terrains of Anatolia are key archives to quantify pale- und 42o N, bzw. zwischen 26o und 45o E macht oclimate change in the Eastern Mediterranean area. sie für Klima- und Paläoklimastudien zu einem Th e climate of the Eastern Mediterranean region is besonders zentralen und sensiblen Gebiet. Der infl uenced by three main atmospheric systems: the Vergletscherungsgeschichte von Anatolien kommt main middle to high latitude westerlies, the mid- demzufolge eine Schlüsselrolle bei der Bewertung latitude subtropical high-pressure systems, and the von Klimaveränderungen im östlichen Mittelmeer- monsoon climate. raum zu. Glacial geological studies in Turkey have started Bereits aus dem späten 19. Jahrhundert sind gla- in the late 19th century. Glacial deposits are found zialgeologische Studien aus der Türkei bekannt. mainly in the eastern, northeastern and southern Vergletscherungsspuren sind vorwiegend in den part of the Anatolian Peninsula. Anatolia is the östlichen, nordöstlichen und südlichen Gebirgszü- fundamental element to understand the interactions gen von Kleinasien vorhanden: in den Gebirgen am between paleoenvironment, climatic variations, and Schwarzen Meer, im Taurus, in den ostanatolischen development of the human societies. As the Taurus Bergen, dem Uludag und auf isolierten Vulkanen and Black Sea Mountains are sensitively situated for wie Erciyes, Süphan und Ararat. the paleoclimatic reconstructions, a chronostrati- Das Klima im östlichen Mittelmeerraum ist haupt- graphic framework on the paleoglaciation should be sächlich durch drei atmosphärische Strömungen elaborated. Th e timing of the Last Glacial Maximum geprägt: westliche Höhenströmungen der mittleren (LGM) in Anatolia is still unknown. Our fi rst results und höheren Breiten, subtropische Hochdruckge- from Kavron Valley (Kaçkar Mountains, NE Turkey) biete der mittleren Breiten und der Monsun. Der are encouraging for the reconstruction of paleogla- Transport von Feuchtigkeit ist die zentrale Bestim- ciations in Turkey and related paleoclimatological mungsgröße für die Niederschlagsverteilung in interpretations although it is presently diffi cult diesem Gebiet. to pinpoint the classical Last Glacial Maximum Für die Feuchtigkeitszufuhr in die Gebirge Klein- – Younger Dryas – Little Ice Age moraine sequences asiens während der pleistozänen Kaltzeiten sind in the fi eld. Lage und Maxima der Jetstreams wichtig. Gletscher und ihre Ablagerungen sind in diesem Zusammen- hang zentrale Archive für Klimarekonstruktionen. Amplitude und Frequenz von eiszeitlichen Glet- *Anschrift des Verfassers: Institut für Geologie, Uni- scherschwankungen müssen möglichst präzise er- versität Bern, Baltzerstrasse 1-3, 3012 Bern, CH, fasst werden, um Aussagen über die eiszeitliche at- Email: [email protected] mosphärischen Zirkulationen – wie in den Alpen Paleoglaciations in Anatolia 103

– machen zu können. Dies ist für Kleinasien auch in the global boundary conditions, which ac- zudem wichtig und interessant, weil diese Gegend companied (or caused) for instance the last seit Jahrtausenden intensive besiedelt ist. Das Al- glacial–interglacial transition. As the glaciers ter der letzten maximalen Vereisung in Anatolien ist are the sensitive climate archives of high lati- bisher unbekannt. Unsere ersten Ergebnisse aus dem tudes and altitudes, they should have produced Kavrontal (Kaçkar Gebirge, NE Türkei) sind vielver- geological evidence of the dramatic changes in sprechend in bezug auf die Rekonstruktion früherer Vergletscherungen in der Türkei und daraus folgen- the global boundary conditions (among others: den Interpretationen über die paläoklimatologischen B 2001). Verhältnisse. Es ist im Augenblick jedoch schwierig In a study of climate change during the Qua- die im Gelände unterscheidbaren Moränensequen- ternary Period, Anatolia merits special attention zen mit den klassischen Vereisungsstadien (Letztes for several reasons. Anatolia is situated in the Glaziales Maximum, Jüngere Dryaszeit, Kleine Eis- Eastern Mediterranean region (located between zeit) zu verknüpfen. 36o–42oN and 26o–45oE). As it lies between generally humid and generally arid areas, this peninsula is extremely sensitive to even minor changes in precipitation. In addition, Anatolia Introduction is located in a tectonically and seismically ac- tive zone and it has experienced continuous Th e Earth’s climate has always been chang- settlement at least for 10,000 – 12,000 years, ing and the magnitude of these changes has and possesses a rich record of human occupa- varied from place to place and from time to tion, in the form of both archeological remains time (G  B 1985). Th e term and written documents (E 1978). Th e “climatic change” is a general expression that geological records of paleoglaciations in the encompasses all forms of climatic inconsistency, high terrains of Anatolia are key archive to regardless of their statistical nature or physical quantify paleoclimate change in the Eastern causes (M 1966). An abrupt climate Mediterranean region. Currently, there is no change is a discontinuity in climate caused by suffi cient information about the paleoglacia- abrupt and, apparently, permanent changes tions in Anatolia. during the period of record from one average Last Glacial Maximum (LGM) is a period of value to another (G  B 1985). time during which the most recent glaciation Present climatic conditions are the key to un- cycle was at its peak with maximum global derstand past climates. Th e physical principles ice volume during Marine Isotope Stage 2 and rules which apply today, and which form (MIS2). Th is glaciation is extensively mapped the basis for our understanding of the climate and referred to as Wisconsinian, Weichselian or system, we assume, apply equally well to the Würmian, depending on the location of studies past. Because of this, the large-scale features of in North America, northern Europe, or the Alps. today’s atmospheric circulation patterns were Due to the lack of detailed mapping and dating almost certainly present in the past, although in paleoglaciation studies in Turkey, the timing they may have been geographically displaced, of the LGM remains still open there. We follow of diff erent intensity, or subject to diff erent here, as a hypothesis to the LGM during MIS2. seasonal or inter-annual changes (W  Th e aim of this paper is to portray a schematic F 1982). More important variations in summary of glacial geological studies in Turkey, these features must have occurred in the past, the current atmospherical circulation patterns especially in response to the dramatic changes and thus climate in the Eastern Mediterranean 104 N A  C S region and Anatolia. Furthermore we aim to 1955, 1955a, 1955b, 1957, 1959, 1978; E map and date the LGM – Younger Dryas – Lit- et al. 1955, 1961), including the discovery tle Ice Age paleoglacial sequence with an exam- of the glaciers in Mount Kaçkar and Mount ple from the Kavron Valley, (Kaçkar Mountains, Süphan. By the 1960’s foreign scientists became NE Turkey). more and more interested in the previously stu- died areas and Turkish scientists started to study this subject. Apart from local studies, several scientists have made observations in a regional Glacial Geology in Turkey: context about the glaciers and glacial deposits A Schematic Summary in Turkey and/or Mediterranean region (L 1938, 1944; E 1952a, 1952b, 1953; Glacial geological studies in Turkey have started B 1958; K 1965; M in the late 19th century. Th e fi rst observations 1967, 1980; B 1968; K 1969, 1977, on the presence of glaciers and glacial deposits 1978; H 1975; K 1980, 1991; are made in the 1840’s in the southeastern part S 1989; W  F 1991; of the Taurus (A 1842) and Eastern Z et al. 2001; Ç 2004). All these Black Sea Mountains (K 1846). In fact, the studies are mainly qualitative geographical and scientifi c studies did not begin until the 20th geomorphological fi eld descriptions. Except century. Penther’s photographs of the glacier on for some pioneering work, age determinations Mount Erciyes and his high-resolution map are remained relative. Th e most recent study on the oldest known documents about a glacier in occurrence and genetic facies analysis of glacial Turkey (P 1905). However additional deposits is by Ç et al. (1999) for the Cen- studies in the other parts of the country did not tral Taurus Mountains. However, the age of the follow these early initiatives. During the period investigated deposits remains still unknown. from the 1905’s until the foundation of the Glacial deposits are found mainly in the eastern, Turkish Republic including the 1st World War, northeastern and southern part of the Anatolian there was a considerable hiatus before additional Peninsula (Fig. 1, Tab. 1). Th ey are located in studies were carried out. Th e description and the eastern part of the Black Sea Mountains mapping of glaciers and glacial deposits began (P 1872; K 1910; K during the 1930’s. At the beginning of the 2nd 1932; L 1935; L 1939; S- World War, B (1940) made an exhausting S 1927, 1935, 1961, 1964, 1965; E study of glaciers in the Buzul Mountains of 1944, 1949a, 1949b; Y 1951; G the Southeastern Taurus that included good 1966; P  B 1964; L 1970; photographic documentations of the glaciers. D et al. 1993, 1994, 1996, 1997), in the B’s work was the fi rst in which the glacia- western part of Black Sea Mountains (E et ted areas of Turkey were studied in the context al. 1961), Taurus Mountains (M 1901; of Pleistocene stratigraphy. No other detailed K 1928; B 1940; P 1953, studies were made during the war, except for 1956; I 1951; O 1954; E 1955, B (1938) and L (1938, 1944). 1955a, 1955b; S 1939, 1956, 1957, In the years following World War II, especially 1958a, 1958b, 1959a, 1959b, 1960, 1969, the research by Erinç is recognized as that of 1971a, 1971b; Y 1954, 1955; B the pioneer Turkish glaciologist with detailed 1960; W 1962; M 1967; B studies of Turkish glaciers (E 1944, 1949, 1969; A  Ö 1972; S 1972, 1949a, 1949b, 1951, 1952a, 1952b, 1953, 1975; D  M 1983; D 1993; Paleoglaciations in Anatolia 105

D et al. 1999; Ç et al. 1999), in the southeastern shore of the Black Sea (Fig. 2), in Eastern Anatolian Mountains (K 1965; the middle and southeastern Taurus Moun- B 1972; A 1984), Uludag (L tains (especially the southeastern ranges and 1944; P 1956; E 1957; M- Aladag and Bolkar Mountains in the central  1967; B 1968) and on isolated part), and Mount Erciyes, Süphan and Ara- extinct volcanic cones in the interior parts such rat (E 1952b; M 1967; K  as Mount Erciyes (P 1905; P S 1980; K 1991) (Fig. 1 & Tab. 1906; B 1935; B 1938; 1). Th e best-known place for the glacial activity E 1951; M 1964, 1965; G  is the Buzul Mountain Range (Eastern Taurus E 1983), Süphan (E 1952a, 1952b), Mountains). Th ere is Turkey’s most important Ararat (P 1834; A 1870; R- concentration of glaciers. Th e number of the R 1895; E 1899; O glaciers exceeds twenty, including small cirques. 1899; B 1956; I 1956; A All these glaciers are situated on the northern, 1973). Morainic deposits that are not subjected shady slopes of the mountains (E 1952b). to any alteration are assigned to the “Würmian (= Last) Glacial Period”, whereas the altered deposits are assigned to the older glaciation pe- riods (E 1952b; E 1984; K Climate of Anatolia  R 1998). Th ere are various types of actual glaciers in Tur- Th e climate of the Eastern Mediterranean re- key such as ice caps, cirque and valley glaciers gion is infl uenced by three main atmospheric above the snow line. Th ere are also glacierets systems; (1) by the main middle to high latitude below this line, nourished by the snow ava- westerlies to the north and northwest, (2) by the lanches from the higher slopes. In many places mid-latitude subtropical high-pressure systems they turn into rock glaciers in their lower parts that generally extend from the Atlantic across (E 1952b; K  S 1980; E the Sahara, and (3) by the monsoon climates 1984; K 1991). Th ese glaciers occur in of the Indian subcontinent and East Africa. In higher elevations of the coastal range along the winter, the region is aff ected by the strong ther-

Fig. 1: Locations of Paleoglacial deposits in Turkey.

Abb. 1: Verbreitung fossiler Gletschersedimente in der Türkei. 106 N A  C S

Tab. 1: Location and types of recent glaciers and paleoglacial deposits in Turkey. Recent and Würmian Snowline altitudes are also indicated where available (modifi ed after M 1967, K 1991, Ç 2004).

Tab. 1: Lokalitäten und Gletschertyp der heutigen und der früheren Vergletscherungen in der Türkei. Die heutige und die letzteiszeitlichen Schneegrenzen sind für jene Gebiete eingetragen wo sie bekannt sind (ver- ändert nach M 1967, K 1991, Ç 2004).

Name of the Name of the Altitude Glacier Type of Area Length Actual & (Würmian) No. Mountain Peak (m) Names Glacier (km2) (km) Snowline Altitude (m) Range Uludoruk Valley 8.0 4.0 Mia Hvara Valley 2.5 1.5 1 Cilo Uludoruk 4135 3600 (2800) 0.2 to 0.3 to 5 small glaciers Valley to Mountain 0.5 1.0 each 1.5 to 2 Mount Ararat 5165 11 Glaciers Ice Cap 10.0 4300 (3300) 3.0 Dolampar 3794 Geverok Valley 0.8 1.0 3 Sat 3500 (2800) Unnamed Valley 0.1 0.4

4 Kavuúsahap Hasanbeúir 3503 Nortwest Mountain 0.06 0.3 3400 (3100) 5 Demirkazık 3756 Lolut Valley 0.5 1.0 3450 (2700) Alada÷ 6 Mamerdi÷in 3407 No recent Glacier 3450 (2700) 7 Gökboyun 3524 No recent Glacier 3650 (2650) Bolkarda÷ 8 Medetsiz 3524 North Mountain 0.06 0.3 3200 (2650) 9 Geyikda÷ Geyikda÷ 2850 No recent Glacier 3200 up to 10 Dedegölda÷ Dipoyraz 2997 Several Glacierets Cirque 0.3 3400 0.2 11 Isparta Davras & Barla 2700 No recent Glacier 2500 12 Beyda÷ları Beyda÷ 3086 No recent Glacier 3600 (2650) 13 Akda÷ Akda÷ 3016 No recent Glacier 3500 (2550) 14 Honaz Honaz 2571 No recent Glacier 3600 (2550) 15 Gölgelida÷ Sandıras 2295 No recent Glacier 2350

Kaçkar I Valley 0.8 1.3

Kaçkar II Valley 0.5 0.7

16 Kaçkar 3932 Kaçkar III Valley 0.3 0.1 3500 (2400)

Krenek I, II Cirque 0.3 0.5 Rize Dübe Cirque 0.01 0.1

17 Hunut 3560 No recent Glacier 2650

Sinançor Valley 0.05 0.3 18 Verçenik 3710 3500 (2700) Dilektepe Valley 0.14 1.0

19 Altıparmak Lazgedi÷i 3353 Kırmızıgedik Cirque 0.3 1.0 2650

20 Bulut Kindevul 3562 Avucur Cirque 0.015 0.15 2650

21 So÷anli At 3395 Few Glacierets 2400

22 Gavur Karada÷ 3331 Avlıyana Mountain 0.045 0.15 3500

23 Giresun Karagöl 3107 Northwest Mountain 0.08 0.4 2900

24 Mount Süphan 4058 South Valley 3.0 1.5 4000 (3300)

25 Mount Erciyes 3916 Northwest Valley 0.11 0.38 4000 (2850)

26 Mount Ulu 2543 No recent Glacier 2350

27 Erzincan Mercan 3368 No recent Glacier 3600 (2700)

28 Erzurum Mescid 3239 No recent Glacier 3600 (2700) Paleoglaciations in Anatolia 107

Fig. 2: Kaçkar-I Glacier (center) and Kaçkar-II Glacier (left) in the Kaçkar Mountain.

Abb. 2: Der Gletscher Kaçkar-I (Mitte) und der Gletscher Kaçkar-II (Links) im Kaçkar Gebirge. mal high-pressure system, which covers a large the “atmospheric mass” between the Arctic part of the Asian continent (Siberian High) and the subtropical Atlantic (H et al. (Fig. 3). 2001). When the NAO is in its positive phase, Th ere is a link between the monsoon and low-pressure anomalies over Iceland and Arctic Mediterranean cyclonic systems, however com- combine with high-pressure anomalies across plicated and not fully understood. One of the the subtropical Atlantic to produce stronger– features of the monsoon system and one of its than–average westerlies across the mid-latitudes determining factors is the intensity of the Sibe- (Fig. 4). During this phase, the climate is colder rian High. Th is is primarily a winter feature and and drier than average over the northwestern At- the penetration of cyclones over the Mediterra- lantic and the Mediterranean, whereas climate nean region is determined in part by the inten- is warmer and wetter than average in northern sity of this “Siberian control mechanism” of the Europe and the Eastern United States (V general monsoon circulation in winter (W 2002). During its negative phase, the Icelandic  F 1982). low-pressure center and high-pressure center During winter, the North Atlantic Oscillation over the subtropical Atlantic are both weakened (NAO) dominates atmospheric variability in (H et al. 2001). Th is low NAO index the subtropical Northern Hemisphere (Fig. results in higher precipitation ratios in the 4). NAO is characterized by an oscillation of Eastern Mediterranean region (Fig. 4). All these 108 N A  C S

Fig. 3: Mean Positions of the Polar Front Jet (PFJ), Subtropical Jet (STJ) and Intertropical Convergence Zone (ITCZ) in winter and summer in the Mediterranean Region, schematically located Low Pressure and High Pressure Systems that infl uence the climate in the Eastern Mediterranean Region. (cP: Continental Polar Air Mass; mP: Marine Polar Air Mass; cT: Continental Tropical Air Mass; mT; Marine Tropical Air Mass) (modifi ed from W  F 1982).

Abb. 3: Karte des Mittelmeergebietes mit nördlichen und südlichen Nachbargebieten und den wetterbe- stimmenden atmosphärischen Zirkulationsmuster: PFJ = Polar Front Jet; STJ = Subtropical Jet; ITCZ = innertropische Konvergenz; schematische Lage von wetterwirksamen Tief- und Hochdruckgebieten; cP = kontinentale polare Luftmassen; mP = marine polare Luftmassen; cT = kontinentale tropische Luftmassen; mT = marine tropische Luftmassen (verändert nach W  F 1982). factors may be modifi ed by the Mediterranean southern coasts of Anatolia. Marine Polar Air itself (as a heat and/or moisture sink or source) Masses (mP) bring the humid and cold air from and by local topographic eff ects. the polar North Atlantic. Th ey have a more Th e transport of moisture is the most critical pronounced infl uence when they advance over factor determining the precipitation pattern the Mediterranean Sea. Continental Polar Air in the Eastern Mediterranean Region (as else- Masses (cT) transport the dry and cold air from where). Marine Tropical Air Masses (mT) carry Siberia. Over the Black Sea, they can take up the hot and humid air from the tropical North moisture and condensate it onto the northern Atlantic. Continental Tropical Air Masses (cT) coasts of Turkey (Fig. 3). convey the dry and hot air from Northern Af- Precipitation in the region, although mainly rica. Passing over the Mediterranean Sea, they associated with cyclonic disturbances that origi- can acquire moisture and condensate it onto the nate in the Mediterranean Basin, is strongly Paleoglaciations in Anatolia 109

Fig. 4: Modes of Climate Variability in the Atlantic Sector (NAO: Path and the strength of winter storms depending on the dominant phase; ITCZ: Intertropical Convergence Zone in winter; White arrows: Cold, deep ocean currents; Black arrows: Warm surface currents) (Redrawn from V 2002).

Abb. 4: Karte des nördlichen und mittleren Atlantiks mit den wichtigen atmosphärischen Strömungmustern und deren Wirkungsgürteln; ITCZ: innertropische Konvergenz im Winter; hauptsächliche atlantische Meeresströmungen: weiße Profi le = Tiefenwasser; schwarze Profi le = warmes Oberfl ächenwasser (umgezeichnet nach V 2002). infl uenced by local orographic eff ects (Fig. 3). (Cyprus Lows) – both are winter and spring Th ere are four regions of cyclogenesis. Th e main phenomena – are most important (W  region is the Western Mediterranean where the F 1982). Rain and snowfall patterns over “Gulf of Genoa” is producing depressions that the region are extremely complex. Especially, only occasionally move eastward far enough to high terrains of Anatolia play a physical im- aff ect the Eastern Basin. Atlas Mountains lee portant role on the atmospherical circulation depressions, which form in spring do not bring in the region. Th e positions of the Taurus and rainfall: to the contrary, they are associated with Black Sea Mountains form an obstacle as well hot, dry, windy conditions, especially those as a corridor (K  R 1998; which follow a north African trajectory east- S 1989). Consequently, pronounced ward into Egypt. For the Mediterranean and precipitation maxima occur there also due to the Near East, central and eastern basin depressions orographic eff ects of these Mountains (Fig. 5). 110 N A  C S

In the Eastern Black Sea Region, a dramatic glaciers and glacial deposits are made in the drop in rainfall occurs as one moves 130-km 1840’s in the southeastern part of the Taurus inland from Rize (annual mean of 2200 mm) and Eastern Black Sea Mountains, the studies to Erzurum (annual mean of 400 mm) (Fig. did not begin until the 20th century. Th e de- 5). Both Rize and Erzurum are situated to the scription and mapping of glaciers and glacial north of the Mediterranean climate bound- deposits began during the 1930’s. Most of the ary. A pronounced rain shadow is noticeable results of these studies, however, are dependent in central Turkey (W  F 1982). more on general observation and theoretical Th e snow line in Anatolia as suggested in the assumptions than on direct fi eld data. A sum- literature, is now between 3100 to 3400m de- mary statement is simple: examination of pending on the increasing continentality from glacial features in Turkey contributes little to West to East. Th e limit is about 3100 to 3200m the interpretation of the Pleistocene-Holocene on the Eastern Black Sea Mountains, and 3400 paleogeography and climate, and investigations to 3500 m on the Taurus Mountains in the of glacial features are incomplete and a sound south. In Central Anatolia permanent snow chronology is non-existent (K 1999). limit is about 3500 m and towards the east it Th e complexity of the climate in the Eastern raises to 3700 m on Süphan and to 4000 m Mediterranean Region means that our under- on Ararat Mountains (E 1952a; M standing of today’s climate is also still incom- 1967; K  S 1980; K 1991; plete. Th e large-scale circulation features that S 1989). infl uence the region are highly variable on all time scales. Th e positions of the jetstreams and jet maxima are important in determining sur- face pressure patterns and rainfall patterns but The Problem relationships are by no means simple. In very broad terms, roughly 10o south of the equator- Although fi rst observations on the presence of ward margin of the Polar Front Jet (PFJ) zone

Fig. 5: Distribution of Average Annual Precipitation in Turkey from 1970 to 2001.

Abb. 5: Verteilung des durchschnittlichen Jahresniederschlages in der Türkei zwischen 1970 und 2001. Paleoglaciations in Anatolia 111 marks the boundary between surface cyclonic glaciation, as suggested in the literature, the activity and the poleward extent of the sub- build-up of ice in the central part of the Alps tropical highs. was related to precipitation by southerly winds, Regions to the southwest and northeast of the similar to today’s foehn weather pattern (Fig. jet maxima tend to be regions of greater rainfall 6). Th us, whereas southerly circulation and the than the southeastern and northwestern sectors advection of moist air masses from the relatively (W  F 1982). So the determina- warm Mediterranean Sea became predominant, tion of the positions of the jetstreams and jet the maritime infl uence of the North Atlantic on maxima during glaciations (especially during Western Europe was strongly reduced during LGM) is crucial for our understanding of the the LGM (MIS2), and continentality increased transport of moisture during a cold period in markedly at the same time. the Eastern Mediterranean region. To answer Th is confi guration can be considered as the this question, we simply need to know ampli- main reason for the missing or limited ice tude and frequency of paleoglacier advances advances in the Vosges, Pyrenees, and Massif in Anatolia: we need to map the geometry Central. Finally, the build-up of the Fennos- of the former ice bodies and how they relate candian ice sheet can be explained by the split to moisture input and we need to date such of the storm track over the Mediterranean, with events through the establishment of moraine one branch heading north toward Scandinavia chronologies. (F  S 2000). At least during the last phase of the Würmian At around the Last Glacial Maximum, Anato-

Fig. 6: Map of Europe and the Mediterranean Sea during the LGM (MIS2) with the assumed characteristics of the winter atmospheric circulation pattern (modifi ed from F  S 2000).

Abb. 6: Karte von Europa und des Mittelmeergebietes während des Letzten Gletschermaximums (LGM = MIS2) mit interpretierter, vorherrschender Winterzirkulation (verändert nach F  S 2000). 112 N A  C S lia experienced a substantial expansion of cold First Results steppe vegetation at the expense of forest and woodland (E 1978; E 1981; Z Kavron valley is situated in the Kaçkar Moun-  B 1982; Z  B 1991; tain range in northeastern Turkey (Number 16 A 1998; Ö 1998; K in Fig. 1 & Tab. 1). It is a north south oriented,  R 1998). Coinciding with this, closed typically U-shaped glacial valley approximately lakes were far more extensive than at present. 12km in length. Th e U-shaped morphology For example, the level of the Lake Van was more extends down to an altitude of approximately than 70m above its present level (L et 1600m. Kaçkar Mountain is the highest peak of al. 1996). A combination is best explained by a the mountain range (3932m) and possesses the reduction in evaporation, and evapotranspira- 2nd largest glacier of Turkey (Fig. 2). Kavron val- tion losses, accompanied by higher catchment ley consists of a main valley and three tributary runoff (K  R 1998). Th is valleys. Th ese tributary valleys are connected to pattern of LGM atmospheric circulation is the main valley by moraine bastions, which for- consistent with the southward displacement of med by the accretion of the glacial deposits due the westerly jet stream at least to the latitude of to a bedrock obstacle. Th e tributary valleys are northern Spain (S 2001) and a simi- Derebasi (Fig. 7), Mezovit and Ifrit Meadows. lar shift in the build-up and prevailing tracks of We have mapped the Quaternary geology of the precipitation-bearing mid-latitude cyclones this valley system. Quaternary geological de- to a new position south of the Alps (Fig. 6). posits include basal tills, washboard moraines, Th e more southerly position of the westerlies moraines, moraine bastions, snow-avalanche would lead to prevailing southerly circulation ridges, rock glaciers, alluvial plain and alluvial in the Alps due to cyclonic circulation over fan deposits. Roche moutonnées and polished the Mediterranean Sea and also to increased bedrock provide evidence of glacial erosion in precipitation along the jet stream axis, which this area. Moreover moraine ridges, snow ava- explains the high lake levels throughout the lanche ridges, moraine bastions and glacial lakes Eastern Mediterranean area (F  comprise the glacial morphological features ob- S 2000). served in the Kavron Valley. Unfortunately huge With regard to the Last Glacial Maximum active rock glaciers that developed following (LGM) it is not only an issue to determine glacial activity obscure the relicts of glaciers the maximum aerial cover of ice since the Last in the uppermost parts of this valley system Interglacial but it is also as much a question of (Fig. 7 & 8). In the fi eld it is presently diffi cult when it occurred; was it early during Oxygen to pinpoint the classical LGM – YD – Little Isotope Stage (OIS) 4 and therefore going with Ice Age (LIA) moraine sequence. Especially reconstructions from the Spanish Pyrenées the presence glacial advance during LIA is in (M 1992; B 1992) or was it late Anatolia still unclear. Whether recent moraines during OIS 2 and, then coinciding with ma- on the mouth the Kaçkar glacier represent LIA ximum ice cover in the Central Alps (F (Fig. 2) or relicts of LIA is completely destroyed 1991). Again the structure of the Last Glacial by intensive rock glacier activity (Fig. 7 & 8) Cycle is the key issue (T et al. 2002). remains still open. Paleoglaciations in Anatolia 113

Fig. 7: Quaternary Geological Map of the Derebasi Meadow.

Abb. 7: Die quartärgeologische Karte des Alps Derebasi.

Fig. 8: Huge Rock Glacier on the Upper Most Part of Derebasi Meadow.

Abb. 8: Die Entwicklung der grössten Blockgletscher in der Alp Derebasi. 114 N A  C S

Conclusions tle precipitation. A subsequent shift to a more frequent northeastward direction of the cyclone Th e large-scale circulation features that infl u- tracks would have brought more precipitation ence the Eastern Mediterranean Region have to eastern Anatolia. In this respect it should be been highly variable at all time scales. Th ese mentioned that the mountain ranges in eastern features play a determining part in present Turkey run in a southwest-northeast direction. and past climatic conditions in the region and As a consequence, moisture loaded southwest- relatively small changes in any of these might erly winds can penetrate far into the interior. cause signifi cant climate changes. Much greater With prevailing westerly winds precipitation variations in these features must have occurred may have been transported into East Anatolia in the past, especially in response to the dra- less easily (Z  B 1982). matic changes in the global boundary condi- In this context, Anatolia is the fundamental tions, which accompanied (or caused) the end element to understand the interactions be- of LGM (=Termination I, W  F tween paleoenvironment, climatic variations, 1982). As glaciers react sensitively to these and development of the human societies (e.g. changes and as they produce a distinct geologi- Çatal Höyük and the Fertile Crescent). Cli- cal record of their changes in mass balance, they mate change, above all the possibility of abrupt constitute a crucial and direct geoarchive of cli- climate change, has to be verifi ed from pale- mate change. To retrieve the relevant informa- orecords. Its importance for the society within tion from Anatolian Mountains, glacier oscilla- the ongoing discussion on global environmental tions need to be quantifi ed in amplitude and change is of timely relevance. At a global scale, frequency: moraines produced by the Anatolian there is a substantial need to evaluate the exist- glacial activity, need to be mapped and dated. ing data and advance research on the paleogla- During LGM, the Oceanic Polar Front Jet ciation in Anatolia (S 1989). As the gradually moved southward (Fig. 6), reaching Taurus and Black Sea Mountains are sensitively as far as the latitude of Spain (42o-46oN) in the situated for the paleoclimatic reconstructions, North Atlantic (S 2001). Such south- a chronostratigraphic framework on the pale- erly excursion of the jet could have resulted in oglaciation should be elaborated. Although it is increased precipitation over the Mediterranean presently diffi cult to pinpoint the classical LGM region, and more frequent penetration of cy- – YD – LIA moraine sequence, our results from clones eastward across the Anatolia and Middle the Kaçkar Mountains are encouraging for the East. For instance, a prevailing eastward direc- reconstruction of glaciations in Turkey and re- tion of the depressions generated by the Cyprus lated paleoclimatological interpretations. lows in early Holocene times could explain the diff erences in the vegetational history of south- eastern Turkey. In the Lake Van area, the expan- sion of trees took place between 6500 and 3500 Acknowledgements B. P.; desert-steppe vegetation indicates that the early Holocene climate of southeast Turkey We are grateful to Prof. Dr. Th omas Litt and to had a very arid character (Z  B Prof. Dr. Jürgen Ehlers for their helpful com- 1982, 1991; B 1978, 1995, 1997). If in ments on this manuscript. Th anks also go to Dr. early Holocene times, the preferred tracks of the Sengün Sipahioglu and Özgür Sipahioglu for Eastern Basin depressions were to the east (Fig. their kind help accessing the actual meteorolog- 3), southeastern Turkey would have received lit- ical data. Prof. Dr. Mahir Vardar and Associated Paleoglaciations in Anatolia 115

Prof. Dr. Vural Yavuz at Istanbul Technical Uni- 87-202; Hannover. versity (ITU) in Istanbul are thanked for their B, T. (1960): On the geomorphology of cooperation. We also wish to thank also Associ- Kazdagi and its periglacial features. - Review ated Prof. Dr. Ismail Ömer Yilmaz at Middle of the Geographical Institute of the Univer- East Technical University (METU) in Ankara sity of Istanbul, 6: 50-60; Istanbul. for his cooperation. Th is study is nancedfi by B, T. (1969): Glacial and periglacial fea- Swiss National Science Foundation Project No. tures of the Amanos Mountains. - Review of 200001-100540 and Th e Scientifi c and Tech- the Geographical Institute of the University nical Research Council of Turkey Project No. of Istanbul, 58: 29-56; Istanbul. 103Y114. B, T. (1972): Munzur Daglarinin Glasiyal ve Periglasiyal Morfolojisi. - Review of the Geographical Institute of the University of Istanbul, 69;Istanbul. References B, J. H. (1968): Glacial Reconnaissance in Turkey. - GSA Bulletin, 79: 1009-1026; A, H. (1870): Der Ararat in Genetischer Boulder. Beziehung Betrachtet. - Zeitschrift der B, M. M. (1938) Der Erdchias- Deutschen Geologischen Gesellschaft, 22: Dagh, 3916m. - Die Alpen, 14: 3; 82-87; 83; Stuttgart. Beru. A, W. F. (1842): Travels and resear- B, M. M. (1941): Un apercu de la ches in Asia Minor, Mesopotamia, Chaldea geologic des Taurus dans les Vilayets de Nig- and Armenia. 1: 346 p.; 2: 399 p., J. W. de et d’Adana. - Bulletin of the Mineral Re- P, London. search and Exploration, 6: 45-95; Ankara. A, N.A.  (1973): Die Gegenwärtige B, M. M. (1956): Die Vergletsche- Vergletscherung des Ararat. - Zeitschrift für rung des Ararat (Nordöstliche Türkei). - Ge- Gletscherkunde und Glazialgeologie, 9: 89- ographica Helvetica, 11: 4; 263-264; Beru. 103; Innsbruck. B, M. M. (1958): Vom Agri Dag A, E.,  Ö, N. (1972): Rock Glaciers (Ararat) zum Kackar Dag, Bergfahrten in Around Geyikdag, Cental Taurids. - Bulle- nordostanatolischen Grenzlanden. - Die tin of Mineral Research and Exploration, Alpen, 34: 125-137; Beru. 80: 30-35; Ankara. B, H. (1940): Die gegenwaertige und A, I. (1984): Glacial morphology of the eiszeitliche Vergletscherung im zentral- Mescid Mountain. - Aegean Geographical kurdischen Hochgebirge (Osttaurus, Ostan- Journal, 2: 129-138. atolien). - Zeitschrift für Gletscherkunde, A, I. (1998): Paleoenvironmental conditi- 27: 1-2; 50-87; Innsbruck. ons of the late Pleistocene and early Holo- B, S. (1978): Th e Late Glacial in the cene in Anatolia, Turkey. - In: Quaternary Eastern Mediterranean and the Near East. - deserts and climatic change. A. S. A- In: Th e Environmental History of the Near  , K. W. G, G. L. W & C. and Middle East Since the Last Ice Age, W. G. S. C. K (Ed.), 227-237. C. B (Ed.), 15-28. B, G. (1935): Das Gebeit des Erciyes B, S. (1995): Holocene vegetation of Dagi und die StadtKayseri in Mittel-Ana- the Van Area; palynological and chrono- tolien. - Jahrbuch der Geographischen Ge- logical evidence from Sögütlü, Turkey. sellschaft zu Hannover für 1934 und 1935: - Vegetation History and Archaeobotany, 4: 116 N A  C S

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Middle Pleistocene bats (Mammalia: Chiroptera) from the Yarimburgaz Cave in Turkish Thrace (Turkey)

C L*)

Keywords: Chiroptera, Rhinolophidae, Vespertil- Kurzfassung: Die Yarimburgaz-Höhle am Bosporus ionidae, Middle Pleistocene, Turkey, Turkish Trace, ist die wichtigste Fundstelle für die mittelpleistozäne Yarimburgaz Cave Archäologie und Paläontologie im nordöstlichen Mittelmeerraum und beinhaltet in diesem Zeitraum Abstract: Th e Yarimburgaz Cave near Bosporus is die reichste Fledermausfauna der Region. Aus der an important Middle Pleistocene fossil site both in Lokalität werden hier die Chiropteren anhand von terms of Archeology and Paleontology in the north- Crania, Mandibulae und Humeri untersucht. Es east Mediterranean, containing the richest bat fauna sind mindestens 14, eventuell bis zu 16 Arten aus of that time. den Gattungen Rhinolophus, Myotis, Miniopterus Th ere are at least 14 and possibly as many as 16 spe- und Plecotus vorhanden, wodurch die bisherige Fos- cies of the genera Rhinolophus, Myotis, Plecotus, and silfauna um weitere neun bis elf Arten ergänzt wird. Miniopterus present in this locality. Th e identifi ca- Von den drei Sedimentationszyklen enthält der tion is based on the morphology of skulls, jaws, and älteste, Zyklus I, die meisten Fledermausfunde. Un- humeri. Th e cave contains three sedimentary cycles. ter den acht verschiedenen Arten sind Rhinolophus Cycle I is the oldest unit and produces most of the mehelyi und Myotis blythii am häufi gsten vertreten species, eight, with Rhinolophus mehelyi and Myotis und weisen auf mediterranes Klima mit kühlen, reg- blythii the most frequent. Th e presence of these nerischen Wintern und heißen, trockenen Sommern species suggests a Mediterranean climate with cool, hin (K  V 2001). Aus Sedimen- rainy winters and hot, moderately dry summers tationszyklus II sind außer einer Mandibel von R. (K  V 2001). In cycle II very few mehelyi keine weiteren Funde überliefert. Zyklus III fossils were found. Cycle III contains fewer individu- beinhaltet mit insgesamt sechs Taxa wesentlich weni- als than cycle I with only six taxa represented. Myotis ger Funde als Zyklus I. Darunter sind Myotis blythii blythii and Miniopterus schreibersi are the dominat- und Miniopterus schreibersi die dominierenden Ar- ing species. Given the presence of the rodents and ten. Verglichen mit den Rodentia und Lagomorpha lagomorphs of the Yarimburgaz Cave, a heterogene- aus der Yarimburgaz-Höhle, die als Einwanderer ous climate with changing colder, dryer, but also des südrussischen Steppengürtels mehrere kältean- warmer phases which are indicated by the bats, can gepaßte Arten umfassen und rezent nicht mehr in be supposed. Th razien vorkommen, kann ein inhomogenes Klima angenommen werden, mit wechselweise kühleren, [Mittelpleistozäne Chiroptera (Mammalia) aus trockeneren, aber auch wärmeren Phasen, welche der Yarimburgaz-Höhle in Türkisch Th razien durch die Fledermäuse angedeutet werden. (Türkei)]

* Anschrift des Verfassers: Dipl.-Geol. C 1 Introduction L, Institut für Paläontologie, Universität Bonn, Nussallee 8, D-53115 Bonn, c.lindenau@uni- Intensive excavations in the Yarimburgaz Cave bonn.de yielded more than 1600 artifacts from the Mid- Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 123 dle Pleistocene, predominantly from the upper were established during 1964-1965. In 1986 two meters of sediments from the entrance M. Ö made a systematic survey in the area of the lower cave (H  A upper cave. During 1988-1990 C. H and ; K ). Large mammals are also G. A carried out the main excavations excavated with the cave bear Ursus deningeri in the lower chamber, producing the bat fauna being the most frequent. Within the carnivores described here. All excavations were pursued in Vulpes, Canis, Panthera, Felis, and Crocuta are the entrance area. also present. Th e herbivores contain Equus, Th e sediments fi lling the lower cave were exca- Sus, Dama, Cervus, Megaloceros, Capreolus, Bos/ vated in various unconnected trenches (P-90, S- Bison, Gazella, and Capra (S ). Th is 89, T-89, A-71 & V-88, Y-88, U-88, R-90, and fauna may represent the hunting activity of Z-88) roughly following the midline of the cave Early man, but others species like the cave bear from north to south (fi g. 1; 2). Th ese trenches most probably used the cave for hibernation. were designated with a capital letter followed Th e small mammal fauna is not as rich and rep- by the number of the year the excavation took resented by some Insectivora, Rodentia (i.a. Sci- place, except for trench A-71, which was exca- oridae, Murinae, Cricetinae, Arvicolinae), and vated by Ö in 1986. Th e letters Q, W, Lagomorpha (S  K ). and X do not occur because they do not exist in Bats make up the biggest portion within the Turkish (F  MM 1997). small mammals. Ecological conclusions will be Th e level numbers in each trench were assigned drawn on the basis of recent exponents ecology. by the excavators independently of those in the Here we aim to interpret the paleoclimatic con- other trenches, except for trenches S-89 and T- ditions present and these will be compared with 89, which were dug simultaneously (F the ecological data derived from the Rodentia & MM 1997). Th erefore a correlation of and Lagomorpha S  K the diff erent levels was not possible and there () described from the same locality. Th is are no data about the thickness of the levels. will allow us to test if both faunal groups indi- However, the excavation levels were grouped by cate the same climatic conditions. As bats are F & MM (1997) into lithostrati- rare in the fossil record this Middle Pleistocene graphic units designated Stratum R through is a highly signifi cant location. Stratum Z (from bottom to top) from three sedimentary cycles (fi g. 2, tab. 1). In this case, additional letters W and Z were used, so one has to be certain the letter used for classifi cation 2 Locality are correctly assigned to either the excavation square or to a stratigraphic unit. Only square U Th e Yarimburgaz Cave is located 20 km west of could not be correlated because it was very shal- Istanbul in Turkish Th race and belongs to a vast low, over bedrock and its stratigraphy was not complex developed in Middle Eocene of Lute- informative (F & MM 1997). tian limestone. Th e cave system contains two Th e deepest trench, A-71 & V-88, was dug fi ve chambers, the lower one continues for about meters below the surface without reaching bed- 500 m the other for some 50 m. Th ese two rock. However below two meters no artifacts chambers are connected through a ramp like or bones were found (F  MM passage but each has its own entrance (fi g. 1). 1997). For a long time part of the cave was used for Depending on the position of the square there various purposes. First scientifi c explorations variations can be found in the composition of 124 C L

Fig. 1: Map of the entrance area of Yarimburgaz Cave with openings to the upper and lower chamber inclu- ding the squares (after F  MM ).

Abb. 1: Karte des Eingangsbereiches der Yarimburgaz-Höhle mit den Öff nungen zur oberen und unteren Kammer und Grabungsquadraten (nach F  MM ). Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 125 chen den Fig. 2: Longitudinal section through the lower chamber of the Yarimburgaz Cave, approximately 43 m long. Th e stratigraphic units R-Z are marked marked e stratigraphic units R-Z are m long. Th 43 approximately Cave, Yarimburgaz chamber of the the lower 2: Longitudinal section through Fig.  MM ). (after F the squares between R-Z sind zwis stratigraphischen Einheiten ca. 43 m lang. Die Yarimburgaz-Höhle, Kammer der die untere 2: Längschnitt durch Abb. jeweiligen Grabungsquadraten dargestellt (nach F  MM ). dargestellt (nach F jeweiligen Grabungsquadraten 126 C L

Tab. 1: Correlation of the excavation levels grouped Tab. 2: Systematic classifi cation of the identifi ed into lithostratigraphic units designated Stratum R chiropterans based on MK  B (). through Stratum Z (from bottom to top) from three sedimentary cycles. Tab. 2: Systematische Gliederung der untersuchten Chiropteren nach MK  B (2000). Tab. 1: Korrelation der Horizonte der einzelnen Grabungsquadrate in die stratigraphischen Einhei- ten Schicht R bis Schicht Z (vom Liegenden zum Hangenden) aus drei Sedimentationszyklen.

clay, cemented layers, and rocks. Furthermore, many boundaries are diff use. Th e cave sediments contain deposits from Lower Paleolithic to Byzantine times, but the lower chamber was disturbed by illicit exca- vators so that Middle/Upper Paleolithic and Chalcolithic are missing, although present in the upper cave.

cave have been previously described by S  K (1998). 3 The bat fauna Th e rodents were accumulated most probably by owl pellets, whereas the bats may have used Th ere are few fossil localities providing Pleis- the cave as a day roost. Th erefore the tapho- tocene bats from the Mediterranean. Fossil bats genesis is caused by either accumulation by are known from some islands, but there are very predators and natural death in the cave. De- few species and within these most are endemic pending on function, diff erent dwellings can be (S ). As megachiropterans (fl ying distinguished: roosts which are used daily or as foxes) are distributed only in tropical and sub- a transient roost, mating roost, maternity roost tropical regions of the Old World and missing and winter roost (G ; S  in America, this fossil record contains exclusive- G 1998). Generally, the fi rst three ly bats (S  G ). are called summer roosts and can be in tree hol- Th e excavations from Yarimburgaz Cave in lows or caves, whereas hibernating bats are nor- Turkish Th race provided chiropterans from mally found in caves. Some of the chiropterans three cycles (tab. 1). Other small mammals (in- may have used the cave seasonally, only in sum- sectivores, rodents and lagomorphs) from this mer, whereas others may have used the cave to Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 127

Fig. 3: View of the material composed of upper and lower jaws and humeri, considering as example of Rhinolophus mehelyi.

Abb. 3: Überblick über das Material bestehend aus Ober- und Unterkiefern sowie Humeri am Beispiel von Rhinolophus mehelyi. hibernate. Th e Yarimburgaz Cave is presumably roptera (premaxillae almost never fused with a year-round dwelling concerning bats. maxillary) and Yangochiroptera (premaxillaries For climatic reconstruction it would be useful always fused with maxillaries in adults). Th e to separate species occurring only during sum- fi rst is represented by the family Rhinolophidae, mer from those present year round. However, including four species of one genus (tab. 2). Th e such a discrimination cannot be done in the Yangochiroptera are represented by three genera fossil record. and ten to twelve species of the Vespertilionidae Recent Microchiroptera are distributed world (tab. 2). wide with 17 families, 150 genera, and 808 spe- Th e material consists of 229 fragmentary rostra cies, and are absent only in polar regions and on and maxillae, 1562 mandibles, and 717 humeri some isolated oceanic islands (N 1999). were identifi ed. Fig. 3 provides a general im- Most are insectivorous, but in the tropics some pression of the preserved material. Light sedi- are food specialists, which feed on fruits, leaves, mentary incrustation of the studied objects was nectar, pollen, fi shes, other small vertebrates, or removed with an insect needle. Further material blood (K , N ). is damaged and identifi cation beyond Micro- Both infraorders of microchiropterans from chiroptera is obviated. Apart from the humeri Yarimburgaz Cave could be verifi ed, Yinochi- no further postcranial material was analyzed, 128 C L because there is a great concordance in bone size and an extreme reduced ulna, is enormously and characteristics. Furthermore the skeleton is elongated. Th e metacarpals and phalanges of gracile so preservation is limited. the second to the fi fth fi nger are elongated to Early Pleistocene material from Deutsch Alten- thin torque arms. Th e cartilaginous tips of the burg (DA 28, Austria) was available for compar- fi ngers end T-shaped at the margin of the fl ight isons from the Institute of Paleontology, Univer- membrane. Only the thumb is still a fl exible sity of Vienna (UWPI). Recent bat material was grabbing-tool and has a claw (N, consulted for identifi cation from the collections 1993). of the Forschungsinstitut und Naturmuseum Only a few weeks after birth the skull is coad- Senckenberg (SMF), Frankfurt, Zoologisches unated and sutures of single skull elements are Forschungsinstitut und Museum Alexander not visible. Th erefore a rough classifi cation in Koenig (ZFMK), Bonn, and from the Institute cranium and rostrum results. of Paleontology Bonn (IPB). At present the It is unclear, which of the incisivi and premolars Yarimburgaz chiropterans are preserved at are reduced. After H (1959) the reduc- the IPB under the stated reference number tion took place on the I3 and the second upper (Yar). For identifi cation of skull elements the and lower premolar. Th e status of discussion is following literature was used: S  given in R (1984). According to H- G (), G  H  (1959) in this paper the eutherian dental (), and K  R (). A formula is modifi ed to I 1 (2)/i 1 2 (3), C 1/c 1, special key for jaws can be found in R P 1 (3) 4/p 1 (3) 4, M 1 2 3/m 1 2 3. Th e teeth (). F, H  S () of the positions in brackets can be absent. created a key to defi ne the distal humerus epi- physis. Accurate species determination was achieved in two ways: through measurements of teeth and 5 Determination of the material humeri, as well as by morphological characteris- tics. No diff erence in size or shape between the Rhinolophidae G,  Horseshoe Bats bats from Yarimburgaz Cave compared with Rhinolophus L  the Early Pleistocene specimens from DA 28 Th ere is a single genus - Rhinolophus - with 64 and with the recent samples could be detected. living species (K ). Th erefore all microchiropterans from Yarimbur- Th e nasal region of the skull is clearly bulged gaz Cave belong to species still existing today. out. Th e premaxilla builds a fragile intermax- Caused by the great variation in size and charac- illa which is only linked to the palatinum by teristics of some bats it was not always possible connective tissue. Th erefore the intermaxilla to identify the species. Th ese unidentifi able spe- cannot be conserved in fossil skulls but remains cies are grouped and discussed after the species a huge palatine incision. Th e mandible iscon- description. spicuously long and fl at, the most distinguish- ing character is the extremely fl at processus Osteology and teeth (proc.) coronoideus. Th e fi rst teeth within the upper jaw are the Th e skeleton of the microchiropterans is very large, strongly curved canines as the incisivi gracile, an adaptation to fl ight, with the arm and situated on the palatine are not preserved. hand being elongated. Th e humerus is strongly Th e P1 is mostly reduced and placed buccally. developed and the forearm, consisting of radius Th e P4 is large and distally has a sharp crista. Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 129

Fig. 4: Right m1 in occlusal view of a) Rhinolophus ferrumequinum (Yar 1200) and b) Myotis myotis (Yar 1201). Terminology: 1. hypconulid, 2. entoconid, 3. talonid, 4. metaconid, 5. trigonid, 6. paraconid, 7. cingulum, 8. protoconid, 9. hypoconid, 10. postcristid.

Abb. 4: Rechter m1 in Occlusalansicht von a) Rhinolophus ferrumequinum und b) Myotis myotis. Terminologie: 1. Hypconulid, 2. Entoconid, 3. Talonid, 4. Metaconid, 5. Trigonid, 6. Paraconid, 7. Cingulum, 8. Protoconid, 9. Hypoconid, 10. Postcristid.

On M1-2 the hypocone is well developed and and epicondylus. A deep incisur is located be- curved in mesio-distal direction. Th e M 3 is tween trochlea and condylus. slightly smaller than the M2, the reduction Rhinolophus ferrumequinum (S ), aff ects mainly metastyle and hypocone. In the Greater Horseshoe Bat lower jaw the incisivi are closely spaced. Th eir cycle I: 1 rostrum, 4 mandibles, 11 humeri; crown is three-parted and spatulate. Th e c is cycle III: 2 maxillae, 1 mandible, 1 humerus; very high and surrounded by a broad cingulum. uncorrelated: 1 rostrum, 3 maxillae, 14 mandi- Two lateral ridges frame a broad concave and bles, 5 humeri distal directed plane. Th e p1 is relatively small. R. ferrumequinum is the largest European Rhi- Th e p3 is maintained only as a diminutive tooth nolophus-species and it can easily be identifi ed at the buccal outside of the tooth row. In op- by its dimensions.. Th e P1 of the upper jaw is posite, the p4 is relatively large and builds three very small and shifted buccally so the canine distinct ridges. Th e morphology of m1-m3 is and the P4 are in contact. Similar to that the nyctalodont (fi g. 4). p3 in the lower jaw is enormously reduced and Th e distal epiphysis of the humerus is character- displayed buccally beyond the tooth row. Th e ized by a long spikelike processus styloides as molars are nyctalodont (fi g. 4). well as by a very broad expanded epitrochlea Th e distal epiphysis of the humerus has a width 130 C L

Fig. 5: Comparison of the skulls of Rhinolophus euryale and Rhinolophus mehelyi (after S & G 1998).

Abb. 5: Vordere Schädelhälfte von Rhinolophus euryale und Rhinolophus mehelyi im Vergleich (nach S & G 1998).

Fig. 6: Lower toothrow of Rhinolophus euryale and Rhinolophus blasii. In R. euryale the p1 takes less than 50% of the plane of p4, in R. blasii the proportion of the plane is greater than 50% (after S  G 1998).

Abb. 6: Untere Zahnreihe von Rhinolophus euryale und Rhinolophus blasii. Bei R. euryale nimmt der p1 weniger als 50% der Fläche des p4 ein, bei R. blasii liegt der Anteil der Fläche über 50% (nach S  G 1998). Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 131

Fig. 7: Distal epiphysis of the humerus of Rhinolophus euryale (Yar 1155) in cranial, lateral, and caudal view.

Abb. 7: Distale Epiphyse des Humerus von Rhinolophus euryale (Yar 1155) in cranialer, lateraler und caudaler Ansicht. of about 5 mm between epitrochlea and epi- with and R. mehelyi concerning characteristics condylus which is found in no other rhinolo- and size only fi ve humeri could be clearly iden- phid species. tifi ed. Th is problem will be discussed after the Rhinolophus euryale B , Mediter- description of R. blasii and R. mehelyi and simi- ranean Horseshoe Bat lar species will be combined as one group. cycle I: 4 humeri; uncorrelated: 1 humerus Rhinolophus blasii P , Blasius’s Th e most striking characteristic on the skull Horseshoe Bat is an ossifi ed bar between the foramen (for.) cycle I: 1 mandible, 8 humeri; uncorrelated: 3 infraorbitale and the orbita. Th is bar is short humeri and relatively broad (fi g. 5). Th e P1 is located Th e skull exhibits a smooth occipital depression. buccally at the border of the tooth row and is Th e ossifi ed bar between the for. infraorbitale constricted by the spiky C and the P4. Th e M3 and the orbita is relatively short and narrows is slightly reduced. In the lower jaw the crown- slightly to the middle. Th e P1 and P4 are often plane of the p1 achieves a maximum of 50% of separated through a diastema. In the lower jaw the plane of the p4 (fi g. 6). Th e p3, which lies the crown-plane of the p1 takes not less than between them, is shifted buccally far beyond the 50% of the plane of p4 (fi g. 6). Th e p3 in-be- tooth row. Its peak reaches the cinguli of the tween is squashed in and strongly reduced. remaining premolars. Th e top of the proc. styloides on the distal epi- On the distal epiphysis of the humerus an in- physis of the humerus is rounded towards me- cisur is situated at the transition of the proc. dial (fi g. 8). Th e transition of the proc. styloides styloides to the epitrochlea in cranial and cau- towards the epitrochlea is shallow in cranial and dal view (fi g. 7). Th e proc. styloides is relative caudal view. Based on the smaller width of the slender. In the same views the trochlea forms epiphysis at an average of 4 mm in addition to a distinct edge towards distal. Looking at the the other characteristics the humeri of R. blasii caudal outline of the trochlea no sharp edge is can easily be identifi ed. developed in lateral view. Only one lower mandible could be recognized Because there are great analogies of R. euryale for R. blasii. Here the p4 is still preserved and 132 C L

cycle I: 28 rostra, 15 maxillae, 214 mandibles, 189 humeri; cycle II: 1 maxilla, 1 mandible, 4 humeri; cycle III: 2 maxillae, 1 rostrum, 3 max- illae, 7 mandibles, 5 humeri; surface: 1 rostrum; uncorrelated: 7 rostra, 63 maxillae, 567 mandi- bles, 173 humeri Th e most characteristic feature of the skull is supposed to be the thin ossifi ed bar between the for. infraorbitale and the orbita (fi g. 5). Within no other species the bone bar is that slender. Th e P4 is relatively large and its peak overtops the molars. Th e p3 in the lower jaw is rudimen- tal and pushed buccally out of the tooth row by Fig. 8: Distal epiphysis of the humerus of Rhinolophus p1 and p4. blasii (Yar 1049) in cranial view. Th e top of the proc. At the distal epiphysis of the humerus the styloides is rounded towards medial. proc. styloides is relatively broad and laminar Abb. 8: Distale Epiphyse des Humerus von in cranial view. Its transition to the epitrochlea Rhinolophus blasii (Yar 1049) in Cranialansicht. is fordable (fi g. 9). Th e trochlea builds distally a Die Spitze des Proc. styloides ist nach medial sharp ridge which is clearly to see in cranial and abgerundet. caudal view. In lateral view the trochlea builds a projecting and angled outline. Th e average aff ords accurate identifi cation. Analogies with width of the epiphysis is 4.5 mm (F et other species will be discussed within the fol- al. 1973). lowing group. Due to the overlap in the morphologic charac- group Rhinolophus euryale-blasii teristics of the skull elements measurements are cuncorrelated: 7 mandibles mainly used to separate species. Th e proportion Th ere are very few characteristics of the skull of length to width of the p4 is a good criterion and mandible to separate these two medium- and is shown in fi g. 10. For comparison the sized species. middle-sized R. euryale, which is most similar One possibility would be the parietal- / with R. mehelyi, is included in the diagram. occipital-region of the skull. It runs straight in Both species can be clearly separated by the R. euryale and shows an incisur in R. blasii. But scatter plots. no skull with this attribute or appropriate size is Th e bone bar, as the most characteristic fea- preserved from Yarimburgaz Cave. Concerning ture, shows greater variability as supposed by the lower jaw both species can be separated by S  G (1998). In some the proportion of the crown-plane of p1 to p4. skulls it is likewise broad as in R. euryale, but Th e plane of p1 reaches a maximum of 50% the length of the skull is much larger than in of the p4 in R. euryale, whereas in R. blasii the the Mediterranean Horseshoe Bat. After S- plane of p1 reaches a minimum of 50% of the  (1997) morphologic characteristics of both p4 (fi g. 6). As only in one lower jaw the p1 is species are not as precise as biometric compari- preserved, further jaws of similar size could not sons. Th erefore importance was attached on the be identifi ed to species level. metrics and the larger skulls are assigned to R. Rhinolophus mehelyi M , Mehely’s mehelyi. Horseshoe Bat Th e great variety of both species makes the Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 133

Fig. 9: Distal epiphysis of the humerus of Rhinolophus mehelyi (Yar 1032) in cranial, lateral, and caudal view.

Abb. 9: Distale Epiphyse des Humerus von Rhinolophus mehelyi (Yar 1032) in cranialer, lateraler und cau- daler Ansicht.

Fig. 10: Comparison of Rhinolophus mehelyi and Rhinolophus euryale on the basis of length and width of the p4.

Abb. 10: Vergleich von Rhinolophus mehelyi und Rhinolophus euryale anhand von Längen-/Breitenmaßen des p4. 134 C L determination of the humerus much more dif- the trochlea of the same humerus is shallow fi cult. R. euryale reaches similar dimensions as rounded, which points to R. euryale. F et R. mehelyi and even the combination of several al. (1973) give dimensions for diff erentiation, morphological characteristics makes a defi nite but they had not enough individuals to register classifi cation impossible. Th is material will be the whole variety of the species (pers. comm. combined to a “group Rhinolophus euryale-me- G. S, SMF). Th erefore those values helyi” and discussed. of F et al. (1973) can only be taken as group Rhinolophus euryale-mehelyi benchmarks. Th e variability of the Yarimbur- cycle I: 35 humeri gaz material is shown in fi g. 11 by the ratio Th ere is overlap in the morphology distal epi- of the length (measured over the condylus) to physis of the humerus. Especially in the proc. the width of the distal epiphysis. However, as styloides which shows large variation. Its distal R. euryale fi ts in the size-spectrum of R. mehelyi peak can be laminar broadend, medial fl attend a separation is impossible. or waisted. Often the epitrochlea shows a dis- Vespertilionidae G , Vespertilionid tinct ridge towards the proc. styloides, which Bats points to R. mehelyi, but the caudal outline of Th e Vespertilionidae have a world wide distri-

Fig. 11: Comparison of Rhinolophus euryale and Rhinolophus mehelyi on the basis of the humerus. GLCo: greatest length measured over the condylus, Bd: width of the distal epiphysis, measured perpendicular to the shank axis.

Abb. 11: Vergleich von Rhinolophus euryale und Rhinolophus mehelyi anhand des Humerus. GLCO: größte Länge gemessen über den Condylus, Bd: Epiphysenbreite distal, senkrecht zur Schaftachse gemessen. Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 135

Fig. 12: Mandible of Myotis bechsteini (Yar 31) in lateral view.

Abb. 12: Mandibel von Myotis bechsteini (Yar 31) in Lateralansicht. bution with 35 genera and 308 species (K- Th e rostrum of the relatively slender skull is , ). Th ey are found in the tropics as elongated. Th e inc. nasalis is rounded dorsally. well as in temperate zones up to the tree line. Some species build a crista sagittalis but the Th ey are distributed in the most northern and linea postorbitalis is never prominent. Th e for. the highest areas found within the chiropterans. infraorbitale is situated above the P4/M1 and Many species from the temperate areas migrate is separated from the orbita by a broad ossifi ed between summer- and winter roosts depending. bar. Th e cr. masseterica and the fossa masse- In the Yarimburgaz Cave this could be dem- terica distinctly emerge. Th e foramen mentale onstrated for the genera Myotis, Plecotus, and is situated under c/p1, rarely under p1. Miniopterus. Th e upper incisivi build two to three peaks of Usually two incisors are situated on both sides nearly the same height. Th ere is a diastema be- of the intermaxilla of the skull of vespertilionids. tween the I2 and the caninus. Th e latter is rela- Th e incisura nasalis lies deep in the premaxilla tively small but massive and with a sharp distal and reaches to the canine, maximum to the fi rst crista surrounded by a broad cingulum. Th e P1 premolar. Th ere is no bulb of the nasal region and P2 are tiny, whereas the following P4 nearly as in rhinolophids. Th e lower jaw is character- reaches the height of the C and surmounts the ized by a high and compact proc. coronoideus peaks of the molars. Th e molars are dilamb- (fi g. 12). dodont and lack any peculiar characteristics. Myotis K 1829, Little Brown Bats Th e lower incisors are closely spaced with small Within the chiropterans Myotis is the most overlap. Th ey are spatulate; their crowns de- widespread form being not found only in the velop three to four peaks. Th e i3 is signifi cantly arctic, subarctic and antarctic regions as well as larger than i1 or i2 and forms a pronounced on many oceanic islands (N, 1994). With inner protuberance. Th e c is slightly curved 84 recent species this genus are also the most backwards. A bucco-distal and a lingual ridge diverse within the bats (K, ). build a concave distal plane. Th e p4 is the tall- 136 C L

Fig. 13: Comparison of Myotis myotis and Myotis blythii on the basis of the lower tooth row.

Abb. 13: Vergleich von Myotis myotis und Myotis blythii anhand der unteren Zahnreihe. est premolar in both upper and lower jaw. Th e mounts the proc. styloides distally. Th e width of molars show myotodont morphology, which the distal epiphysis is about 4-4,6 mm (F means that hypoconulid and hypoconid are not et al. 1973) connected. Th e similarity between M. myotis and M. Concerning the distal epiphysis of the humerus blythii, which renders a morphological separa- in cranial view the transition from the trochlea tion of these two species diffi cult, will be dis- to the condylus is slightly convex at the proxi- cussed below. mal edge of the joint. Th e proc. styloides hardly Myotis blythii (T, 1857), Lesser Mouse- surmounts the trochlea or can even be absent. eared Bat Th e caudal depression where the olecranon fi ts cycle I: 8 rostra, 8 maxillae, 102 mandibles, 50 in is developed weakly or missing. humeri; cycle II: 2 humeri; cycle III: 3 rostra, Myotis myotis (B ), Mouse- 17 maxillae, 64 mandibles, 55 humeri; surface: eared Bat 4 mandibles, 7 humeri; uncorrelated: 4 rostra, uncorrelated: 3 maxillae, 1 mandible 26 maxillae, 260 mandibles, 51 humeri In the upper jaw the P3 is shifted buccally Th e skull and skeleton of M. blythii is very outside the tooth row and therefore not easily similar to that of M. myotis. Th e obvious dif- visible. Th e M3 is strongly reduced and consists ference between these species is that M. blythii only of the mesial part of the tooth. Also in the has smaller dimensions as indicated by their lower jaw the m3 reduces its distal part, so the common name. Th ere are only a few minor talonid is only weakly developed. morphological diff erences. In cranial view, the trochlea of the humerus sur- Th e P3 of M. blythii is aligned with the tooth Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 137

trochlea does not reach the rostral end of the ep- itrochlea proximally. Th e width of the epiphysis of 2,9-3,1 mm is a further characteristic of the relatively large species (F et al. 1973). In fi g. 15 the lower tooth row of the Bechstein’s Bat from Yarimburgaz is compared with recent and Early Pleistocene material from Deutsch- Altenburg (DA 28)of this species. As the fos- sil record of DA 28 fi ts in the variability of Yarimburgaz there is no variation of size since the Early Pleistocene. Th e recent values do not cover the amplitude of variation. Fig. 14: Distal epiphyisis of the humerus of Myotis Myotis nattereri (K 1817), Natterer’s Bat bechsteini (Yar 1202) in cranial view. uncorrelated: 2 maxillae, 2 mandibles Abb. 14: Distale Epiphyse des Humerus von Myotis Th e arcus zygomaticus of the skull is slender bechsteini (Yar 1202) in Cranialansicht. (fi g. 16a). In lateral view the fi rst two upper incisive diverge, causeing a relatively large angle row in more individuals than in M. myotis. between both tooth crowns. Th e C is com- However this feature is very variable and not di- paratively small. Th e P1 is insignifi cantly larger agnostic. Nevertheless they can be distinguished than the following P3; both are highly reduced. by relation of the upper and lower tooth row Regarding the upper teeth, the c of the lower (fi g. 13). Th e fourth premolar from the Greater jaw is relatively small and the proportion of p1 Mouse-eared Bat is much larger than the fourth to p3 is concordant with that of the upper jaw premolar of the Lesser Mouse-eared Bat. No (fi g. 16a). Th e cross section of the c is oval. separation of the humeri was possible. Based As there are no specifi c characteristics of the upon the percentage of abundance (M. myotis middle-sized humeral epiphysis (2,6-2,7 mm) 0,8%; M. blythii 99,2%) the humeri are as- (F et al. 1973). M. emarginatus and M. signed to the Lesser Mouse-eared Bat. daubentoni are of equal size and thus no humeri Myotis bechsteini (K 1817), Bechstein’s Bat of these dimensions could be referred to a spe- cycle I: 33 mandibles; cycle II: 2 humeri; cycle cifi c species. III: 1 maxilla, 2 mandibles; uncorrelated: 1 ros- Th ere is a lot of overlap in morphological and trum, 13 maxillae, 94 mandibles, 1 humerus biometrical characteristics of M. nattereri with Th e P1 of the upper jaw is as large as or larger M. emarginatus which will be discussed later. than the P3, and the latter is situated within the Myotis emarginiatus, (G 1806), Geof- tooth row. Th ere is often a diastema between P3 froy’s Bat and P4. Additional cones, called protocoluli, cycle I: 1 rostrum, 1 maxilla; uncorrelated: 5 can be found at the mesial inner plane of M1-3. mandibles If they are present, they are only weakly devel- Th e arctus zygomaticus is clearly broadened in oped. Th e proc. coronoideus of the lower jaw lateral view (fi g. 16b). Th e crowns of the incisivi is very high, its cr. masseterica nearly arises at are parallel. Th e C is long and acuminate. The right angle (fi g. 12). P1 and P3 are reduced, the P3 reaches maxi- Th e distal epiphysis of the humerus can eas- mum half of P1 (fi g. 16b). M1-3 develop no ily be identifi ed by the missing proc. styloides protoconuli. Th e i2 of the lower jaw develops (fi g. 14). In cranial view the rostral end of the four peaks and a further inner conulus can be 138 C L

Fig. 15: Comparison of the dimensions of Myotis bechsteini of Yarimburgaz with recent (rec.) and Early Pleistocene representatives (DA 28: Deutsch-Altenburg 28) of the species.

Abb. 15: Größenvergleich von Myotis bechsteini aus Yarimburgaz mit rezenten (rec.) und altpleistozänen Vertretern (DA 28: Deutsch-Altenburg 28) der Art.

Fig. 16: Comparison of the skulls of a) Myotis nattereri and b) Myotis emarginatus (after S  G 1998).

Abb. 16: Schädel von a) Myotis nattereri und b) Myotis emarginatus im Vergleich (nach S  G 1998). Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 139 present. Th e cross section of the large c is round. ble the i1 and i2 are three-coned; i3 developed Th e p1 is slightly larger than the p3 (fi g. 16b). four peaks and is substantially widened. Th e c As mentioned before there are no characteristics is only weakly developed. As in the upper jaw which can be attributed to the humerus. the crown of the p4 overtops the peaks of the group Myotis nattereri-emarginatus other teeth. cycle III: 1 mandible; uncorrelated: 4 mandi- In lateral view the proc. styloides protrudes cau- bles dally above the shank of the humerus (fi g. 17). Because of the great variation in individual A distinct groove, which curves from caudal to features, a separation of these two middle-sized lateral, separates the proc. styloides from the species can only be done by a combination of trochlea. Another distinguishing feature is the multiple characteristics. Th e width of the zy- small size of the humerus with an epiphyseal gomatic arch is a good criterion as well as the width of 2,7 mm (F et al. 1973). morphology of the C and the proportions of Th e material referred to M. capaccinii also the fi rst upper premolars (fi g. 16). Th e lower comprises a very small humerus that shows the jaws can be distinguished by the morphology characters described above but has an epiphy- of the i2 and the c. Unfortunately the front seal diameter of only 2.38 mm. Th is humerus teeth which are often the most important most likely belongs to a juvenile animal. characteristics are missing in the Yarimburgaz Plecotus G, 1818, Old World Long- material. Metric data could also not be used for eared Bats diff erentiation because of the large amount of Th is genus is distributed in Europe, Asia, variability present. Th us, specimens that could North-Africa and America (Kanada to Mexico) not be referred to a species unambiguously were with eight recent species (K, 1994; combined into a single group. N, 1994). group Myotis mystacinus-brandti-daubentoni Th e profi le of the skull is relatively fl at; the uncorrelated: 1 maxilla, 6 mandibles frontal region is mildly bulged. A distinct cr. Th e corresponding material shows distinct lacrimalis is situated on the rostral edge of characteristics of the genus Myotis and using the orbita. Th e bullae tympanic are large; the morphological measurements it can only be distance between them is considerably smaller referred to one of the small-bodied species M. than their individual diameter. With the re- mystacinus, M. brandti, or M. daubentoni. Th ese duction of one premolar the dental formula is species are very similar to each other in size and 2/3, 1/1, 2/3, 3/3. Th e fi rst of the two upper morphology and thus a separation of the frag- incisivi is considerably larger and buccally has mentary material is not possible. a further conus. Usually a diastema is situated Myotis capaccinii (B 1837), Long- between the highly reduced P1 and the P4. Th e fi ngered Bat cingulum of the latter can build a mesio-lingual cycle I: 1 mandible, 6 humeri; cycle III: 2 protoconus. Th e molars show no diagnostic fea- humeri; surface: 1 humerus; uncorrelated: 11 tures except for the greatly reduced M3. Within mandibles the mandibular dentition the inicivi have three Th e arcus zygomaticus is slender and similar to four peaks and the i3 is slightly widened. to that of M. nattereri. Th e fi rst two incisive Th e pronounced cingulum of the c is mesial diverge but not as strongly as in M. nattereri. extended and builds an additional protuberance Th e C is rather compact. Th e P4 is signifi cantly on half level of the tooth height. Th e p3 is nar- larger than the tiny P1 and P3 and it reaches rowed by the p1 and p4. Th e morphology of the across the peaks of the molars. In the mandi- molars is myotodont (fi g 4). 140 C L

Fig. 17: Distal epiphysis of the humerus of Myotis capaccinii (Yar 1162) in cranial, lateral, and caudal (slightly turned towards lateral) view.

Abb. 17: Distale Epiphyse des Humerus von Myotis capaccnii (Yar 1162) in cranialer, lateraler und caudaler (leicht nach lateral gedreht) Ansicht.

Fig. 18: Comparison of the mandibles of a) Plecotus auritus (Yar 159) and b) Plecotus austriacus (Yar 218).

Abb. 18: Vergleich der Mandibeln von a) Plecotus auritus (Yar 159) und b) Plecotus austriacus (Yar 218). Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 141

In cranial view the transition of the trochlea slender and more pointed than in P. auritus. Th e to the condylus at the distal epiphysis of the proc. angularis at the lower jaw ends blunt with humerus is clearly convex at the articulated a distinct projection at its anterior third (fi g. joint. In the same view the rostral edge of the 18b). Th e c shows a shallow bending towards trochlea does not reach the rostral edge of the distal. epitrochlea. Trochlea and condylus overtop Th e transition of the epitrochlea to the proc. the proximal peak of the epicondylus in lateral styloides at the distal epiphysis of the humerus view. Caudally the fossa olecrani is not present is not as angular as in P. auritus in caudal view or only weakly developed. (fi g. 19b). Th e average width of the epiphysis is Plecotus auritus (L 1758), Brown Big- also about 2.7-2.9 mm (F et al. 1973). eared Bat group Plecotus auritus-austriacus uncorrelated: 1 maxilla, 1 mandible cycle III: 1 maxilla, 1 mandible, 1 humerus; un- Th e most prominent feature of the skull is the correlated: 1 maxilla, 29 mandibles, 4 humeri arcus zygmaticus, which is highly bulged in its Th e diff erences these two species are very mar- middle. Th e C is rather short. Th e lower jaw can ginal. Th e diagnostic characters described above be identifi ed by the thickened and rounded end are mainly based on structures which are prone of the proc. angularis (fi g. 18a). Similar to the to damage during the fossilization process. Oth- upper jaw the c is relatively short. er characters, in particular the distal epiphysis At the distal epiphysis of the humerus the transi- of the humerus, are variable and cannot be used tion of the epitrochlea to the proc. styloides is an- on its own (fi g. 19). Th e shape of the proc. an- gular (fi g. 19a). Th e average width of the epiphy- gular of P. auritus often appears in P. austriacus sis is about 2.7-2.9 mm (F et al. 1973). as personal observation of comparison material Plecotus austriacus (F 1829), Gray Big- revealed. Th erefore, it is not possible to precisely eared Bat separate the species. uncorrelated: 4 mandibles Miniopterus B 1837, Long-winged Th e arcus zygmaticus on the skull is slightly Bats broadened in its middle but it becomes sig- Th irteen species of this genus are distributed nifi cantly slender towards aboral. Th e C is more world-wide except for America and the arctic

Fig. 19: Comparison of the distal epiphysis of the humerus of a) Plecotus auritus (SMF 32961), b) Plecotus austriacus (SMF 19925) and c) Plecotus sp. (Yar 1182) in caudal view.

Abb. 19: Vergleich der distalen Epiphyse des Humerus von a) Plecotus auritus (SMF 32961), b) Plecotus austriacus (SMF 19925) und c) Plecotus sp. (Yar 1182) in Caudalansicht. 142 C L

Fig. 20: Mandible of Miniopterus schreibersi (Yar 1199) in lateral view.

Abb. 20: Mandibel von Miniopterus schreibersi (Yar 1199) in Lateralansicht. regions (K, 1994). In Europe a single mandibles, 25 humeri; surface: 5 humeri; un- species, Miniopterus schreibersi, occurs. correlated: 1 rostrum, 9 maxillae, 54 mandibles, Th e skull is relatively compact. Th e rostrum 28 humeri is short and fl attened, the frontal region rises Th e P1 is slightly shifted out of the tooth row steeply. Th e brain capsule is widened, bulged towards lingual. It reaches half the height of the and outlined from the occiput by a depression. succeeding P4. Th e crown of the latter overtops Th e mandibles are slender and have a remark- the peaks of the molars by far. Th e relatively able low proc. coronoideus (fi g. 20). Th e proc. weakly developed c of the lower jaw is just articularis is expanded towards medial; also the slightly higher than the p4 or the molars. proc. angularis is widened. Th e humerus can be determined with some Th e dental formula is 2/3, 1/1, 2/3, 3/3. Th e certainty by the characteristic shape of the distal I1 has two peaks and reaches the same height epiphysis. Additional to these the epiphysis is as the following I2. After a broad diastema the relatively narrow with an average width of 2.7 very slender C overtops the tooth cusps of the mm (F et al. 1973). remaining teeth. Th e M3 is enormously redu- ced. Th e lower incisive are packed close together and increase in size from i1 to i3. Th e p1 and p3 are reaching same height. As a specialty of 4 Composition of the bat fauna this genus the p3 builds two roots instead of one as usual by vespertilionids. Th e molars are Th ree sedimentary cycles were diff erentiated by nyctalodont. H  A (1989) and F  Th e proc. styloides of the distal epiphysis of the MM (1997). A rich bat fauna originates humerus is most striking. It protrudes widely from cycles I and III and each of these units beyond the articulated joint and is strongly is summarized here. Th e denoted number of broadened in lateral view. Additionally, the the taxa is the minimal number of individuals epiphysis exhibits a deep constriction between (MNI) of lower jaws identifi ed. For Rhinolophus condylus and epicondylus. euryale the humeri were counted because there Miniopterus schreibersi (K 1819), Schreib- were no mandibles (fi g. 21). Due to the fact ers‘s Long-fi ngered Bat that there is a lot of overlap in the character- cycle I: 16 mandibles, 7 humeri; cycle III: 20 istics of Myotis mystacinus, M. brandti, and M. Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 143 daubentoni, these species were grouped together MM ). as a self-contained taxon. Other groups are not Uranium-series dating which was conducted on mentioned here because they occur as a single pure tufa in square Z-88 which suggests an age species. of > 350 Ky, but no exact level indication was In cycle I eight species (R. ferrumequinum, given for the sample (F  MM R. euryale, R. blasii, R. mehelyi, M. blythii, ). Electron spin resonance dating (ESR) M. bechsteini, M. capaccinii, and Miniopterus was made on some ursid tooth samples which schreibersi) are represented by 375 mandibles points to an approximate age estimate of at least (fi gs. 21, 22). Th e most frequent taxa are ca. 400 Ky (F  MM ). R. mehelyi (57%), M. blythii (27%), and Also here details on stratigraphic background M. bechsteini (9%). are missing. Th e age of the three cycles cannot Cycle II produced only a single mandible of R. be determined by the remains of the Microchi- mehelyi. roptera. Th ere are no specifi c index species; all In cycle III a MNI of 46 belonging to six taxa taxa are still present in this part of the Mediter- (R. ferrumequinum, R. mehelyi, M. blythii, ranean. M. bechsteini, group M. mystacinus-brandti- Cycle I begins with sorted and stratifi ed quartz daubentoni, and Miniopterus schreibersi) is sand and pebbles, followed by smooth clays. identifi ed with M. blythii (67%), Miniopterus Large limestone blocks from the cave ceiling schreibersi (19%), and R. mehelyi (8%) as the fell into these from time to time. On the top most common ones (fi gs. 21, 22). phosphatic concretions can be found. A Mid- In addition, square U off ered a great number dle Pleistocene age can be assumed because of fossil bat remains which cannot be precisely of Cricetus cricetus and Cricetulus migratoris correlated to these cycles and are handled sepa- (S  K ). Most of the rately here. bats that can be allocated stratigraphically come Th e genus Myotis is represented by seven to nine from this cycle. Of the eight verifi ed species, species. However, the most frequent species is R. mehelyi dominates. Rhinolophus mehelyi which represents 52% of Th e second cycle is characterized by variegated the total sample of bats (fi g. 21). clay with scattered quarz. Th ere are almost no fossils, neither bats or other small mammals, only very few remains of bigger mammals. Th e third cycle contains rock fragments with 5 Stratigraphic position of the very little matrix. It is probably a result of three cycles and trench U earthquakes during a short time span (F-   MM ). Th e small mammal No exact stratigraphic position can be given fauna described by S  K for the three cycles. Th e excavation levels were (1998) indicates a Middle Pleistocene age, with designated into lithostratigraphic units based younger or older Middle Pleistocene being less on diff erent layers of erosion (fi g. 2). Th e clas- probable. sifi cation was made on the basis of sequence Th ere is no stratigraphical correlation for trench stratigraphy, being a group of sedimentary beds U because this square was very shallow and soon bounded by unconformities. Th ese uncon- reached bedrock so it could not be separated in formities can be erosional or non-depositional stratigraphic units. It is unfortunate that most surfaces, which are indicative of a temporal of the bat fauna was recovered from this trench, hiatus in the depositional history (F  since its precise stratigraphic level is uncertain. 144 C L

Fig. 21: Stratigraphic distribution of the Chiroptera within the sedimentary cycles. Th e data refers to the minimal number of individuals (MNI), based on the number of mandibles identifi ed, except Rhinolophus euryale which is documented by humeri only. For each cycle the percentage are stated additionally, rounded to 0,5%. At the total numbers given in percentage less than 3 MNI are not mentioned any more.

Abb. 21: Stratigraphische Verteilung der Chiroptera innerhalb der Sedimentationszyklen. Die Angaben beziehen sich auf die Mindest-Individuen- Zahlen (MIZ), basierend auf der Gesamtzahl der Mandibeln pro Art mit Ausnahme von Rhinolophus euryale, die nur durch Humeri belegt ist. Zusätzlich sind für die Zyklen die jeweiligen Prozentangaben angeführt, gerundet auf 0,5%. Bei der Gesamtanzahl in Prozent wurde bei weniger als 3 MIZ von einer Angabe abgesehen. Middle Pleistocene batsfrom the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey)

Fig. 22: Frequency distribution of the Chiroptera within the sedimentary cycle I and III based on mandibles (exception: Rhinolophus euryale). Th e MNI based on mandibles is shown in the middle of the diagram.

Abb. 22: Häufi gkeitsverteilung der Chiroptera in Sedimentaionszyklus I und III auf Basis der Mandibeln (Ausnahme: Rhinolophus euryale). Die MIZ, 145 basierend auf der Zahl der Mandibeln, ist jeweils in der Mitte des Diagramms angegeben. 146 C L

6 Ecological conditions during cricetus, Cricetulus migratoris, Lagurus transiens, the three cycles Sicista subtilis, and Ochotona pusilla. Although the rodents characterize a harsher climate than As explained above Rhinolophus mehelyi is the the bats, there is no indication that the bats most frequent species in the fi rst cycle (fi gs. 21, come from other layers than the rodents. Most 22). It is of ecological signifi cance since it oc- likely the chiropterans as well as rodents and curs only in warm Mediterranean climate today lagomorphs coexisted in the area. Comparing (L  F ; M-J the recent distribution of these species with et al. ). Its frequent occurrence indicates that of the chiropterans, all taxa share parts of that the climate during cycle I was not colder their ranges. Only the two thermophilic species than today, but typical Mediterranean. Th e co- R. mehelyi and M. schreibersi do not fi t in the existence of the second species Miniopterus sch- same ecological surrounding nor overlap in reibersi as a typical thermophilic taxon supports geographic range with Cricetus cricetus, Lagurus this assumption due to its recent distribution transiens, and Ochotona pusilla (E; L- in the Mediterranean but also in south Asia,  & F 1985). Th erefore, one has to Australia, and Africa (R ; L  assume that these bats used the cave seasonally F ). and came here in summer only or used it for Most species, except Myotis bechsteini, prefer hibernation. S (1994) postulated an open open habitats. As a tree-dweller, M. bechsteini landscape for cycle III with a signifi cant steppic probably used the Yarimburgaz Cave only for infl uence. Th e bat fauna represents an open hibernation. From the residual small mammal landscape too, but not as cold and dry. Th e time fauna analyzed by S  K involved in cycle III might represent a hetero- (1998) Cricetus cricetus is the only species geneous climate with changing colder, dryer, indicating a more continental and drier envi- and warmer phases which is not fully deducible ronment. But as the Black-bellied Hamster is from the coarse stratigraphic allocation of the found only in layer S it is not signifi cant. In fossil material. Due to changes in the climate conclusion, an open landscape with bushes and the history of the bat distribution might be cha- some trees can be postulated for most of the racterized by a local extinction and reinvasion time represented by the bats from cycle I. of taxa which cannot be determined from the From cycle II only one lower jaw of R. mehelyi sediments of the Yarimburgaz Cave. was found, therefore no ecological conclusion can be drawn. In cycle III six diff erent taxa could be identifi ed 7 Trench U from 95 mandibles with M. blythii being the most frequent one (fi gs. 21, 22). Since all of the documented taxa are present in the extant Th e sediments of the isolated square U could fauna of Turkish Th race no diff erence from not be correlated with one of the three cycles the present-day climate is indicated by the bat because it was very shallow over bedrock and fauna. However, the rodent and lagomorph its stratigraphy not informative as mentioned fauna indicates a dryer, more open landscape before (H  A ; F and a cooler climate than today (S 1994).  MM ). Almost 70% of the bats Th e signifi cant steppic infl uence is indicated originate from this square. Interestingly the by immigrants from the Ukraine which are majority of the other small mammals (78%) no longer found in the area today: Cricetus was also concentrated within square U (S Middle Pleistocene bats from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey) 147

1994). Looking at the map (fi g. 1) this huge together with species which characterize a dis- concentration within a single square seems not tinctly cooler steppe environment. Because bats to refl ect the biotope. As Yarimburgaz Cave is are known to migrate it is postulated that some still an active karst-system it may be possible species like Rhinolophus mehelyi and Miniopt- that the small mammals were concentrated by erus schreibersi were only occasional residents transportation mixed up by various sources. Th e during that period. uninformative stratigraphy made a correlation to any layer of the other squares impossible. Presumably the accumulation of bats represents diff erent time periods which could not be sepa- 9 Acknowledgements rated during excavation. Th erefore, these very rich layers cannot be contributed to the recon- Special thank goes to Prof. Dr. W. v. K- struction of the climatic history of the Yarim- , Institut für Paläontologie, Universität burgaz Cave. 13-15 species of bats were identi- Bonn, for his support of this project and fruitful fi ed: Rhinolophus ferrumequinum, R. euryale, R discussions. I also like to thank Dr. G. S, mehelyi, Myotis myotis, M. blythii, M. bechsteini, Forschungsinstitut Senckenberg, Frankfurt M. nattereri, M. emarginatus, group M. mystaci- a. M., Dr. R. H, Zoologisches For- nus-brandti-daubentoni, M. capaccinii, Plecotus schungsinstitut und Museum Alexander auritus, P. austriacus, and Miniopterus schreib- Koenig, Bonn, and Prof. Dr. G. R, ersi. In the quantitative distribution, R. mehelyi Universität Wien, Austria, for the allocation of (56%), M. blythii (25%), and M. bechsteini comparative material and inspiring discussions. (9%) are predominant (fi gs. 21, 22). Prof. Dr. K. R, Johns Hopkins University, Baltimore, USA, kindly improved the English of this paper. Mr. G. O provided the photographic work. I also like to thank the two 8 Summary unknown reviewers for their kindly revision of this paper and their helpful references. Th e chiropterans from Yarimburgaz Cave are signifi cant as it is the richest Middle Pleistocene bat fauna of the Eastern Mediterranean found to date. Nine to eleven additional chiropteran 10 Literature species are recorded for that short time of this area, fi ve had been mentioned previously E (European Quaternary Mammalia (S  K ). Th ey docu- Database), Institut für Paläontologie, Bonn. ment the composition of the modern faunal F, W. R.  MM, J. P. (1997): assemblage. Although the bats seem to be of History of the sedimentary infi lling of Yar- little stratigraphical importance they provide imburgaz Cave, Turkey. – Geoarchaeology: new ecological information, since they may in- An international journal, 12 (6): 537-565; dicate a much milder climate than the rodents New York. and lagomorphs from the same layer. Th e sea- F, H., H, A.  S, G. sonal migration common for various bats may (1973): Die Bestimmung der europäischen have allowed some to populate Turkish Th race Fledermäuse nach der distalen Epiphyse des only during summer. Th us species indicating Humerus. – Senckenbergiana Biol., 54 (4/ a somewhat warmer climate were preserved 6): 291-297, 19 Figs.; Frankfurt a. M. 148 C L

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Loess paleosol-sequences along a climatic gradient in Northern Iran

M K, R S, H A, M F  A S*)

Keywords: loess, paleosol, luminescence, past cli- 7 or older interglacials. Th e pedocomplexes at Neka mate change, Pleistocene, Iran and Now Deh indicate polycyclic soil genesis includ- ing soil formation, truncation of the upper soil hori- Abstract: In Northern Iran, loess is found in diff er- zons, loess deposition and again soil formation. ent geomorphological settings along a climatic gradi- In the loess hills near Agh Band, 40 m thick homog- ent ranging from subhumid to semiarid conditions. enous loess covers a brown paleosol (Bw(t)), possibly Loess-paleosol sequences were investigated in detail correlating with the last interglacial soil. Th e loess at in three key sections located on the northern foot- Agh Band section has a high percentage of fi ne sand hills of Alborz mountains (sections at Neka and at and coarse silt and contains signifi cant amounts of Now Deh) and in the loess hills north of Gonbad-e gypsum. Kavus (section at Agh Band). Th e loess-paleosol sequences indicate pronounced At the section at Neka, two pedocomplexes consist- climate changes from dry and cool to moist and ing of moderately to strongly developed Bwk, Bt or warm conditions with loess deposition and soil AhBt horizons are intercalated in fi ne textured loess. formation, respectively. Th ey are excellent terrestrial Luminescence age estimates indicate that the upper archives of Quaternary climate and environment paleosol was formed during OIS 5a or 5c, whereas change in Northern Iran. the lower pedocomplex might represent OIS 5e or older interglacial periods. [Löss-Paläobodensequenzen entlang eines Kli- Nine light or dark brown paleosols (CBk, Bwk and magradienten in Nordiran] Btk horizons) are intercalated in the loess at the sec- tion at Now Deh indicating diff erent weathering intensities most likely during interglacial and inters- tadials periods of the Middle and Upper Pleistocene. Zusammenfassung Th e upper Bt horizon of Now Deh likely correlates with OIS 5e. Th e lower Bt horizons join to form a Im südlichen Kaspischen Tiefl and und seinen strong pedocomplex possibly correlating with OIS umliegenden Gebieten treten Lösse in verschie- denen geomorphologischen Positionen entlang * Anschrift der Verfasser: Dr. M. K und Prof. eines rezenten Klimagradienten von subhumi- Dr. A. S, INRES-Soil Sciences, Univer- den zu semiariden Verhältnissen auf. Drei Löss- sity of Bonn, Nußallee 13, 53115 Bonn, Germany, Paläobodenabfolgen werden beschrieben, die Email: [email protected], Prof. Dr. R. S, im nördlichen Vorgebirge des Alborz (Profi le Department of Geography, Shahid Beheshti Univer- sity, Tehran, Iran, Prof. Dr. H. A, College of Neka und Now Deh) und im Lösshügelland Natural Resources, University of Tehran, Karaj, Iran, nördlich Gondbad-e Kavus (Profi l Agh Band) Prof. Dr. M. F, Leibniz Institute for Applied aufgeschlossen sind. Geosciences (GGA-Institut), Geochronology and Das Profi l Neka besteht aus feinkörnigem Löss, Isotope Hydrology, Stilleweg 2, 30655 Hannover, der von zwei kräftig entwickelten Paläoboden- Germany komplexen aus Bwk-, Bt- und AhBt-Horizon- 150 M K, R S, H A, M F  A S ten durchzogen wird. Erste Lumineszenzda- ern foothills of the Alborz mountains between tierungen weisen darauf hin, dass der obere Sari and Minoodasht (N I O Pedokomplex während der Sauerstoff -Isotopen- C 1978; G S  Stadien (OIS) 5a und/oder 5c gebildet wurde, M E  I) and locally während der untere das OIS 5e oder ein älteres occurs, for instance, on fl uvial terraces of Se- Interglazial repräsentieren könnte. fi d-Rud and Chalus River (N I Neun hell braune oder dunkel braune bis röt- O C 1978; E 1971; P & lich-braune Paläoböden (CBk-, Bwk- und Bt- D 1980) or in the Gharatikan watershed Horizonte) des Lösses bei Now Deh spiegeln (O & A, 2001). Th ough T unterschiedliche Verwitterungsintensitäten von (1877), S (1923) and B (1937) al- Interglazialen und Interstadialen des Mittleren ready mentioned loess deposits in Northern bis Oberen Pleistozäns wider. Während der obe- Iran, little information about the nature, origin re Bt-Horizont von Now Deh wahrscheinlich and chronology of the loess has ever been pub- mit dem OIS 5e korreliert, bilden die unteren lished. Bt-Horizonte einen Pedokomplex, der das In- B (1960) gave a short description of terglazial des OIS 7 repräsentiert. Die Pedo- loess in the Sefi d-Rud valley and correlated komplexe in Neka und Now Deh weisen jeweils these deposits with the Holocene. Following auf polyzyklische Bodenentwicklung hin, die this view, E (1971) suggested that brown Bodenbildung, Bodenabtrag, Lössaufwehung paleosol horizons intercalated in the loess from und erneute Bodenbildung umfasste. Sefi d Rud and also in loess deposits near Neka In den Lösshügeln bei Agh Band bedeckt ein 40 formed during moist periods of the Holocene, m mächtiges, weitgehend homogenes, gipshal- whereas loess deposition took place during dry tiges und feinsand- sowie grobschluff reiches periods. L (1988) described loess deposits Lösspaket einen braunen Paläoboden (Bw(t)), with intercalated brown paleosols near Now der vermutlich in das letzte Interglazial zu stel- Deh, which are likely identical to the “folded len ist. loess” described by R (1966). L Die beschriebenen Löss-Paläobodenabfolgen (1988) supposed that the brown paleosols dokumentieren den mehrfachen Wechsel von represent the last interglacial period and that trocken-kalten zu feucht-warmen Klimaverhält- loess deposition took place during glacial times. nissen mit Lössablagerung bzw. Bodenbildung. Paleosols as markers of interglacial periods have Sie stellen ausgezeichnete terrestrische Archive widely been used in the pedostratigraphical des quartären Klima- und Umweltwandels correlation of loess-paleosol sequences with the Nordirans dar. global climatic record (e.g., B, 2002). Soil formation requires moist and warm climat- ic conditions during interglacial or interstadial times. A vegetation cover is needed to supply 1 Introduction organic matter for accumulation of soil humus and to protect the soil against erosion. In con- In Northern Iran, loess is found in hilly areas trast, the deposition of loess took place dur- along the rivers Aras in East Azerbaijan prov- ing periods of low temperature and increased ince (Fig. 1), bordering the Gorgan and Atrek aridity, when production of silt-sized grains rivers in Golestan province and west of the Hari was intensifi ed by frost-shattering and glacial river in Khorassan province (B, G activity (e.g., W 2001). Mainly silt-sized & S 1990). Loess also covers the north- sediments were defl ated from the fl ood plains Loess paleosol-sequences along a climatic gradient in Northern Iran 151 and accumulated again by trapping through available including radiocarbon, luminescence shrub or grass vegetation. In Southern Iran, dating, amino acid racemisation and paleo- loess and loess-like sediments were deposited in magnetic measurements. Th e infrared optically the Basin of Persepolis located in the Southern stimulated luminescence method (IRSL) has Zagros mountains. Th ere, the loess formation been shown to be highly suitable for the dat- pathway is explained by intensifi ed production ing of loess in Tajikistan and to determine loess of silt-sized material during the Last Glacial mass accumulation rates in Europe (F maximum, fl uvial transport to the alluvial & D 1998; F, O & K- plains, defl ation, aeolian deposition and fl uvial  2003). displacement (K et al. 2005). In this paper we give fi rst detailed descriptions Cyclical climate changes like those of the Qua- of three key sections of Northern Iranian loess ternary can result in the formation of stacked and its paleosols. From these sequences eight loess-paleosol sequences as observed in the samples were taken for a fi rst luminescence study area. Th e grey, brown, reddish-brown dating approach to investigate the suitability of or mottled paleosol horizons of loess-paleosol loess from Northern Iran and to set up a more sequences likely correlate with diff erent weath- reliable chronological framework. Th e high po- ering intensities depending on temperature tential of Iranian loess as terrestrial archives of and precipitation during the period of forma- climate and environment change is indicated. tion (e.g., B, W & H 1998). Furthermore, several other physical properties of loess-paleosol sequences are suit- able as indirect proxy measures of past climate. 2 Materials and methods Th ese so-called climate proxies include grain 2.1 The study area size, colour, mineral assemblages, the content of organic carbon, CaCO3 or iron fractions, Th e loess-paleosol sequences are located at Neka micromorphological features, major and trace and Now Deh on the northern foothills of the element composition, isotope signatures or Alborz mountains east of Sari and east of Gor- magnetic susceptibility (e.g., T et al. gan, respectively, and at Agh Band in the loess 1985; B & H 1989; B, hills north of the city of Gonbad-e Kavus (Fig. W & S 1998; D, K 1). Th e loess hills near Agh Band are part of the  M 1997; H et al. 2001; D et al. so-called Iranian loess plateau. Th e coordinates 2002). Furthermore, biological indicators like and altitudes of the sections of interest are given pollen or mollusc assemblages proved very use- in table 1. ful as climate proxies (e.g., K & S Modern mean annual precipitation ranges from 1995). ~750 mm/a to ~350 mm/a in the vicinity of the Absolute age determinations are required to sections at Neka and Agh Band, respectively. correlate loess deposits with those from diff er- Th is gradient refl ects the decline in precipita- ent areas and with the global marine or ice core tion from west to east along the southern coast record (oxygen isotope stages, OIS) in order to of the Caspian Sea. In addition, rainfall also study the impact of climatic changes on the ter- decreases from south to north with increas- restrial environments in a transect from west to ing distance from the Alborz mountains as east, from more oceanic to more continental indicated in annual mean rainfall data of Now driven climate. Several methods for relative and Deh and Agh Band. Mean annual temperatures absolute age assessments of loess deposits are are about 17 °C (Tab. 1). Th e wind regime of 152 M K, R S, H A, M F  A S

Northern Iran is mainly driven by pressure dif- which might transport large quantities of dust ferences between the Caspian Sea basin and the and sand towards the Turkmen deserts (M- Central Iranian Highlands. During summer a  1986). strong heat depression forms over hot Central With the southward shift of the paleo-Mon- Iran resulting in north-westerly to north-east- soon during the Last Glacial Maximum (LGM, erly air-mass fl ows from the cooler Caspian Sea S et al. 1991) it might be assumed that basin and from the Turkmen steppe. In winter, paleowind directions in Iran at that time were winds can blow in the opposite directions from also dominated by north-westerly to north- the high-pressure area over cold Central Iran to- easterly equatorial currents. However, T wards the low-pressure over the comparatively et al. (1997) gave evidence for south-eastern warm Caspian Sea. Strong foehn type winds wind directions in the Central Iranian High- called “garmsil” can occur on the northern lands during the LGM. faces of Alborz and Kopet Dagh mountains, Little detailed information has been published

Fig. 1: Geomorphological map of Northern Iran showing the occurrence of loess hills and the location of sections described in the text. “Dasht” is a regional name for bajadas and alluvial plains whereas “qavirs” are claypans (playas) with a naturally high salt content in the endhoreic basins of the highlands.

Abb. 1: Geomorphologische Karte Nordirans mit der Verbreitung von Lösshügelländern (loess hills) und der Lage der im Text beschriebenen Lössprofi le. „Dasht“ ist eine regionale Bezeichnung für Fußfl ächen und fl uviale Aufschüttungsebenen (Bajadas und alluvial plains), während „Qavir“ für die salzreichen Tonpfannen (Playas) der endhoreischen Becken des Hochlandes steht. Loess paleosol-sequences along a climatic gradient in Northern Iran 153

Tab. 1: Coordinates, altitude and climatic data of the sections under investigation.

Tab. 1: Koordinaten, Höhenlage und klimatische Kenngrößen der beschriebenen Lössprofi le.

Mean annual Mean annual Location Latitude Longitude Altitude precipitation* temperature* [m above sea level] [mm/a] [°C]

Neka 36° 39’ 53’’ N 53° 23’ 46’’ E 116 ~750 ~17.0 Now Deh 37° 05’ 50’’ N 54° 12’ 58’’ E 172 ~600 ~17.5 Agh Band 37° 37’ 18’’ N 55° 09’ 39’’ E 150 ~350 ~17.0

* Estimates based on precipitation and temperature data for meteorological stations at the cities of Babolsar, Gorgan and Gonbad-e Kavus about Quaternary climate change and its eff ect ised in the fi eld according to the instructions on landscape evolution in the southern Caspian of AG B (1994). Grain size spectra were lowland and its vicinity. Attempts to reconstruct determined by wet sieving and the pipette climate history based on fl uvial and marine ter- method after destruction of soil organic mat- races (e.g., E 1971) are affl icted with large ter with H2O2 and dispersion with (NaPO3)6 uncertainties because of high rates of tectonic and Na2CO3. Gypsum was leached by repeated uplift in the Alborz mountains and of subsid- washing with deionised water prior to grain size ence of the Caspian basin. According to pollen analysis. spectra, isotope composition and other climate Inorganic carbon was measured with the gas proxies derived from sediments of Lake Zeribar volumetric method (S, B 

(see inlet of Fig. 1), the LGM in the Western S 1995) and expressed as CaCO3 equiva- Zagros Mountains was dominated by a dry and lent. Organic carbon (OC) was calculated by cool climate ( Z & B 1991; substracting the total amounts of carbon before S, W  I 2001) and followed by and after dry combustion of organic C (OC) for slowly increasing temperature and rainfall until 5 h at 550 °C (S, B  S 6 000 a (6 ka) before present (B.P.), when the 1995). In both cases total carbon was measured comparatively warm and moist conditions of with a C/N/S analyzer (Forno EA of Fisons modern climate was attained. It might thus be Instruments, Italy). Total carbon after dry com- hypothesised that similar climate changes also bustion yielded slightly higher CaCO3 equiva- ocurred in other parts of Iran. However, reliable lents than by using the gasvolumetric method. climate reconstruction based on the analysis of Gypsum was extracted with water and selec- terrestrial or marine climate archives other than tively precipitated with acetone as described by the Lake Zeribar cores are still lacking. V R (1995). For micromorphological investigations, thin sections were prepared for samples marked in Tab. 2, 4 and 5. Th e denomination of soil ho- 2.2 Sedimentological and rizons widely follows the instructions of FAO paleopedological analysis (1998). However, loess layers with pedogenic accumulation of calcium carbonate and sharp Th e loess-paleosol sequences were character- upper boundary towards the B horizons were Tab. 2: Lithological properties of the loess-paleosol sequence at Neka. 154

Tab. 2: Lithologische Eigenschaften der Löss-Paläoboden-Abfolge bei Neka. M S, K,R HA,M F AS

b b b b b b b b b b b ID Depth Hor. Color (moist) CaCO3 OC cS mS fS vfS cU mU fU S U T vfS + Kd TC cU (cU/T) (m) ————————————————— g kg-1 ———————————————— —— (-)——

Nk 1a 0.80Ah 7.5 YR 3/2 1 10.00005 15124913955404551560.3 Tu2 Nk 2a 1.20 Bt1 7.5 YR 3/2 1 4.30005 17825016455914041830.4 Tu3 Nk 3a 1.70 Bt2 7.5 YR 3/4 2 3.00005 16027818156193761650.4 Tu3 Nk 4a 2.90 C(t)k 10 YR 4/6 229 <1.0 15 33 10 15 172 276 197 74 644 282 187 0.6 Lu Nk 5 5.60c C 10 YR 4/3 181 <1.0 5 5 8 18 266 339 185 35 789 177 283 1.5 Ut4 Nk 6 6.10c C 10 YR 4/3 160 <1.0 5 0 8 17 238 333 203 30 773 198 254 1.2 Ut4 Nk 7 7.90c C 10 YR 5/3 185 <1.0 0 5 10 15 294 337 184 30 815 156 309 1.9 Ut3 Nk 8 9.00c C 10 YR 5/3 158 <1.0 5059 224343208207742062331.1 Ut4 Nk 9a 9.50 CB 10 YR 5/3 192 <1.0 0 0 5 10 233 316 195 15 745 240 243 1.0 Ut4 Nk 10 10.40 C 10 YR 5/3 158 1.3 0 5 10 15 273 334 178 3 785 188 288 1.5 Ut4 Nk 11a 10.85 1Bwk 10 YR 4/3 42 1.8 10 8 5 10 155 321 197 33 673 294 165 0.5 Tu4 Nk 12a 11.35Bw(t)1 7.5 YR 4/3 17 2.25505 135286194156153701400.4 Tu3 Nk 13 11.75 Bw(t)2 7.5 YR 4/3 7 1.83300 14928217956103851490.4 Tu3 Nk 14a 12.15 Bt 7.5 YR 4/4 6 2.83303 16927316086013911710.4 Tu3 Nk 15 12.20 Ck1 10 YR 5/4 354 <1.0 43 28 13 20 149 246 229 104 623 273 169 0.5 Lu Nk 16a 12.60 Ck2 10 YR 6/4 347 <1.0 62 39 16 21 180 261 200 138 641 220 201 0.8 Lu Tab. 2 continued

b b b b b b b b b b b ID Depth Hor. Color (moist) CaCO3 OC cS mS fS vfS cU mU fU S U T vfS + Kd TC cU (cU/T) Loess paleosol-sequencesalongaclimaticgradientinNorthern Iran (m) ————————————————— g kg-1 ———————————————— —— (-)——

Nk 17a 13.30 Ck3 10 YR 5/3 153 <1.0 4869 177291210286792941870.6 Tu4 Nk 18a 13.80 CBk 10 YR 5/4 82 1.0 4859 168281212266613131770.5 Tu4 Nk 19a 14.20 2Bwk 10 YR 4/4 42 <1.0 10 10 8 10 144 287 209 38 641 322 154 0.5 Tu3 Nk 20a 14.75AhBt1 10 YR 3/4 11 3.25033 148271161105814091510.4 Tu3 Nk 21a 15.20AhBt2 7.5 YR 3/3 6 2.85303 174271171106163741740.5 Tu3 Nk 22a 15.75Bw(t) 10 YR 3/4 9 1.68833 169286181206363441710.5 Tu3 Nk 23a 16.05 Ck 10 YR 5/4 214 <1.0 45 33 13 23 171 270 218 113 659 228 193 0.8 Ut4 a Th in sections investigated b S, s: sand, sandy; U, u: silt, silty; T,t: clay, clayey; L, l: loam, loamy; cS (0.63-2.0 mm), mS (0.2-0.63 mm), fS (0.125-0.2 mm), vfS (0.063-0.125 mm), cU (0.02-0.063 mm), mU (0.0063-0.02 mm), fU (0.002-0.0063 mm), T (<0.002 mm in diameter); 2: low, 3: moderate, 4: high amounts of S, U, L, or T as subdominant particle size fraction c Sampling depth, all other depths are lower boundaries n.d.: not determined 155 156 M K, R S, H A, M F  A S classifi ed as Ck horizons and not as Bk hori- fi ne-grained material (4-11µm) was prepared zons. CB horizons show clear signs of browning for the measurements, as described by F, and formation of secondary structure but still S & Z (1996). Th e material contain abundant grains of primary calcite. brought on discs were irradiated by a 90Sr beta Th ey are transitional horizons between loess (C source in at least seven dose steps with fi ve discs horizon) and Bw horizons. Th e latter are free of each and a radiation dose up to 750 Gray (Gy). primary calcite grains and have well developed All discs were stored at room temperature for at structure. BC horizons as defi ned by B, least four weeks after irradiation. Th e irradiated W  H (1998) were not identi- samples were preheated for 1 minute at 230°C. fi ed. Bw(t) horizons have weak clay illuviation, Equivalent dose values were determined us- which is not suffi cient to classify as Bt horizons, ing infrared optically stimulated luminescence because less than 1% of pores contain illuvia- (IRSL) and the Multiple Aliquot Additive Dose tion argillans. Soil color names and notations Protocol (MAAD). A Schott BG39/Corning 7- were determined based on the revised edition 59 fi lter combination was placed between pho- of Munsell soil color charts (OYAMA & TAKE- tomultiplier and aliquots for the measurements. HARA 1992). Each aliquot was hold at a temperature of 50°C during 10 seconds of IR decay. Equivalent doses were obtained by integrating the 1 - 10s region of the IRSL decay curves. An exponential 2.3 Experimental details for growth curve was fi tted to the data and com- luminescence dating pared with the natural luminescence signal to estimate the equivalent dose. Th e reproducibil- Aeolian sediments like loess and dune sands ity of the measurements were excellent so that are particularly suitable for the application of normalisation was not applied. Alpha effi ciency luminescence dating techniques to determine was estimated to 0.08±0.02 for all samples. the “deposition age” of the sediments (F Dose rates for all samples were calculated from  D 1998; L et al. 2003; W  potassium, uranium and thorium contents, P 1988; Z et al. 1994). Lumines- as measured by gamma spectrometry in the cence is the light emitted from crystals such as laboratory, assuming radioactive equilibrium quartz, feldspar or zircon when they are stimu- for the decay chains. Cosmic dose rate was cor- lated with heat or light after receiving a natural rected for the altitude and sediment thickness, or artifi cial radiation dose. Th e equivalent dose as described by A (1985) and P  is a measure of the past radiation energy ab- H (1994). Th e natural water content of sorbed and, in combination with the dose rate, the sediment was estimated to 15±5 %. yields the time elapsed since the last exposure to sunlight. An important assumption of lumi- nescence dating techniques is that the mineral 3 Loess-paleosol sequences grains were exposed to sunlight suffi ciently long enough prior to deposition. 3.1 Section at Neka Eight loess samples were taken in light-tight tubes about 250 g each in the fi eld. Further- East of the city of Sari, loess with a maximum more, about 1 kg of sediment was sampled for thickness of approximately 20 m covers Jurassic gammaspectrometry to determine the amount limestone of the Alborz front hills. At the sec- of radioactivity in the sediment. Polymineral tion at Neka (Tab. 2, Fig. 2), the uppermost Loess paleosol-sequences along a climatic gradient in Northern Iran 157

a) b) 0 0 Now Deh m m

2 2 Neka (23.0 ± 2.2 ka) Agh Band 0 m 4 a) b) 0 0 m m

2 20.5 ± 2.0 ka 6 2 2 (35.2 ± 3.2 ka) 4 8 4

6 10 6

8 12 c) 14 37.8 ± 3.6 ka 10 14 48.7 ± 4.7 ka 16

12 41.3 ± 3.9 ka 91.2 ± 8.8 ka 16 42 debris, m 34.7 ± 3.3 ka 14 (not sampled) 18 44

16 20 Legend

Ap, Ah AhBt 22 AB CB, CBk

Bw, Bwk Ck, (Ckm)

24 Bw(t) Cy

Bt, Btk C (loess)

Fig. 2: Loess-paleosol sequences at the sections at Neka, at Now Deh and at Agh Band. Please refer to text for further description.

Abb. 2: Löss-Paläobodenabfolgen bei Neka, Now Deh und Agh Band. Weitere Erläuterungen im Text. 158 M K, R S, H A, M F  A S loess deposit is about 10 m thick and more or nescence age estimates are required to solve the less homogenous with a dull yellowish brown chronostratigraphical problem.

(10 YR 5/4, 10 YR 4/4) color and a CaCO3 Th e loess deposit above the two paleosols cor- equivalent ranging from 158 to 185 g kg-1. Th e relates probably with OIS 3 to OIS 2. An IRSL grain size modus is in the medium silt fraction age estimate of 37.8 ± 3.6 ka (sample NK2 of and clay contents range from 156 to 240 g kg- Tab. 2) was determined for the CB horizon at 1. Weak signs of soil formation including iron 9.5 m depth. A sample taken 20 cm from be- oxide mottling and light browning were found low the modern Bt horizon gave an IRSL age in a layer denominated as CB horizon at 9.5 estimate of 20.5 ± 2.0 ka indicating that the m depth. Underneath this horizon a strongly uppermost loess was deposited during the late developed brown (7.5 YR 4/3) paleosol with glacial maximum (LGM). Bw(t), Bt horizons at a depth of about 12 m Th e modern soil can be classifi ed as Typic Ar- and a very strong, brownish black (7.5 YR 3/2) gixeroll (S S S 1999) or Luvic paleosol (AhBt, Bw(t) horizons) at 15 m depth Phaeozem (FAO 1998) characterised by a thick including horizons of carbonate enrichment Ah horizon covering a strongly developed Bt (Ck) are exposed. Both paleosols have well-de- and a Ck horizon. Th e modern soil resembles veloped nut-shaped to angular blocky structure. the AhBtk horizon between 14.10 and 15.80 m Clay skins are apparent in the lower horizon of below surface rather than the Bw(t) and Bt of the fi rst paleosol and in the strongly developed the upper strong paleosol. AhBtk horizons of the lower paleosol. White patches of secondary calcite and some carbon- ate concretions show some re-calcifi cation from 3.2 Section at Now Deh the overlying loess. However, the CaCO3 equiv- alents of the paleosol horizons do not exceed 17 g kg-1 (Tab. 2). On top of both paleosols, About 20 km southeast of Gonbad-e Kavus, weakly developed light brown (10 YR 4/4) and the Now Deh river (R 1966) dissects a carbonate enriched Bwk horizons occur. Th ese more than 25 m thick sequence of dull yellow- horizons are genetically not related to the Bw(t) ish brown (10 YR 5/4) loess covering weathered or AhBt horizons of the two strongly developed limestone that dips to the northwest. Nine pale- paleosols. Th e Bwk horizons thus indicate a osols are intercalated in the loess exposed in two polycyclic soil genesis including soil formation, steep vertical undercut slopes, which parallel the truncation of the upper soil horizons, loess anticlinal shape of the bedrock. Since there is no deposition and again soil formation. Th erefore, dislocation of the paleosols or other indication the paleosols represent at least two and possibly of modern tectonic activity, the term ‘recent four periods of soil formation interrupted by folded loess’ of R (1966) is confusing. It loess deposition. is more likely that the anticlinal shape of the According to luminescence measurements, loess-paleosol sequence results from mantling a samples NK3 and NK4 taken from above and pre-existing land surface. below the fi rst paleosol gave IRSL age estimates At the northernmost cut of the river the loess of 48.7 ± 4.7 ka and 91.2 ± 8.8 ka (Tab. 3), is divided by four weakly to moderately devel- respectively. It is likely that this paleosol cor- oped and three strongly developed paleosols relates with OIS 5a or 5c. Th e lower paleosol represented by CBk, Bwk and Bt horizons with AhBtk horizons might therefore correlate (profi le a in Fig. 2). At the top of the sequence, at least with the last interglacial but more lumi- a Ck horizon is exposed, similar to Ck horizons Tab. 3: Dosimetric and chronological results.

Tab. 3: Dosimetrische und chronologische Ergebnisse. Loess paleosol-sequencesalongaclimaticgradientinNorthern Iran

Sample Lab-Id. Depth Uranium Thorium Potassium Cosmic H2O Dose rate Palaeodose IRSL Age m [ppm] [ppm] [%] [µGy/a] [%] [Gy/ka] [Gy] [ka]

NK1 LUM-634 2.0 2.36±0.04 9.07±0.10 1.70±0.03 183±9 15±5 3.63±0.32 74.5±2.5 20.5±2.0 NK2 LUM-635 9.3 3.06±0.05 11.00±0.11 2.03±0.03 140±7 20±5 4.08±0.38 153.9±3.2 37.8±3.6 NK3 LUM-632 10.3 3.35±0.06 12.25±0.12 2.06±0.03 131±7 20±5 4.33±0.41 211.0±4.4 48.7±4.7 NK4 LUM-633 12.5 2.09±0.05 6.98±0.09 1.23±0.02 120±6 20±5 2.63±0.25 239.4±5.0 91.2±8.8

ND1 LUM-636 2.0 2.81±0.07 9.65±0.10 1.80±0.03 189±1 15±5 3.97±0.36 91.2±2.5 23.0±2.2 ND2 LUM-637 7.0 2.79±0.06 9.13±0.11 1.86±0.03 136±7 15±5 3.90±0.35 137.3±2.4 35.2±3.2

AB1 LUM-644 15.0 2.87±0.06 9.13±0.11 1.82±0.03 86±4 15±5 3.84±0.36 158.7±3.1 41.3±3.9 AB2 LUM-645 16.0 2.78±0.05 9.85±0.11 1.79±0.03 81±4 15±5 3.86±0.36 134.0±2.6 34.7±3.3

Alpha effi ciency 0.08±0.02 Cosmic dose attenuation calculated with half thickness of sediments above sample. 159 160 M K, R S, H A, M F  A S of modern soil in the area under study. Th e cumulation of carbonate. Leaching intensity modern soil has been sampled at profi le b of and/or time of soil formation were apparently Fig. 2, located about 200 m south of profi le a not suffi cient to decalcify the paleosols com- and on the backward site of the river cut shown pletely as a precondition for clay illuviation. in Fig. 3. Th e modern soil at profi le b is under Accordingly, comparatively thin Ck horizons rainfed agriculture and appears to be truncated are found below the CBk and Bwk horizons, by soil erosion. However, Bt horizons were not whereas the Ck horizons underneath the Bt ho- found and the soil classifi es as Typic Calcixeroll rizons exposed at 13.5, 20 and 24 m below sur- (S S S 1999) or Calcic Chernozem face are considerably thicker owing to a much (FAO 1998). According to fi eld observation in higher amount of carbonate enrichment. Th e a nearby location with an altitude of about 350 (reddish) dark brown Bt horizons (7.5 YR 3/4) m and possibly higher mean annual rainfall, the display a strong fi ne to coarse angular blocky to modern soil has a Bt horizon covered by a thick prismatic structure and clear clay coatings. Th ey Ah horizon. Th is soil resembles the modern soil have higher clay contents (Tab. 4) and accord- at the section at Neka. However, clay cutans are ing to fi eld evidence also higher bulk densities less clear and appear to be less well-developed than the CBk or Bwk horizons. Th e two upper likely owing to lower annual precipitation in Bt horizons are thin compared to the lower one. Now Deh. As their thickness does not correspond to the Below the Ck horizon of profi le a about 8 m of ones of the related Ck horizons the truncation homogenous loess are exposed, which has the of the upper part of the Bt horizons by erosion same color as the uppermost loess of Neka. Th e is very likely. grain size distribution shows slightly higher clay Below the Bt horizon at 24 m depth a further percentages and higher portions of very fi ne strongly developed paleosol (possibly a Bt hori- sand and coarse silt (vfS+cSi in Tab. 2, 4) in zon) was not accessible for description and sam- Now Deh. Accordingly, the coeffi cient of coarse pling (not shown in Fig. 2, Tab. 4). Th is paleosol silt/clay is slightly lower. At Now Deh some is found at a depth of about 27 m below surface loess layers contain pseudomycelia of secondary and forms a thick pedocomplex with the CBk calcite possibly indicating a weak synsedimen- horizon at 18.75 m and the two Bt horizons at tary soil formation. Th e Ck horizons found 20 m and 24 m depth about 20 m downstream immediately below CBk, Bwk or Bt horizons of the profi le a. Th is pedocomplex is also vis- described below have abundant carbonate con- ible in the left half of Fig. 3 showing a river cut cretions and nodules and/or patches of second- about 200 m upstream of the described section. ary calcite. Locally, calcite enrichment causes a In this cut, a strongly developed Bt horizon moderate cementation like in the Ck horizon (9th paleosol, not sampled) is exposed at 2.5 m directly beneath the lowermost Bt horizon. depth below the latter pedocomplex (Fig. 3). In profi le a, fi ve weakly to moderately devel- Two IRSL samples were taken in a profi le about oped dark brown to brown paleosols (10 YR 3/ 30 m north of profi le a from 2 and 7 m below 3 to 10 YR 4/4) are exposed at about 9.5, 11.5, surface and above the fi rst Bwk horizon to set 13.0, 16.0 and 18.75 m below surface. Th e up a fi rst chronological frame. Th e samples CBk and Bwk horizons of these paleosols have ND1 and ND2 gave IRSL age estimates of 23.0 massive to weak subangular blocky or weak ± 2.2 ka and 35.2 ± 3.2 ka, respectively (Tab. angular blocky structure and black manganese 2). Th ese results are in agreement with IRSL or humus mottles. Pseudomycelia and patchy age estimates of loess from the section at Neka. carbonate accumulations show secondary ac- However, in the river cut 200 m upstream of Tab. 4: Lithological properties of the loess-paleosol sequence at Now Deh.

Tab. 4: Lithologische Eigenschaften der Löss-Paläoboden -Abfolge bei Now Deh. Loess paleosol-sequencesalongaclimaticgradientinNorthern Iran b b b b b b b b b b b ID Depth Hor. Color (moist) CaCO3 OC cS mS fS vfS cU mU fU S U T vfS + Kd TC cU (cU/T) (m) —————————————————— g kg-1 ——————————————— —— (-) ——

Profile a ND 1 0.45 Ah 10 YR 2/2 101 19.568328 298247142456872683261.1 Tu4 ND 2 1.35 Ck 10 YR 5/4 208 9.213429 285253170367082563141.1 Tu4 ND 3 1.75 C 10 YR 5/4 176 6.613525 320282151347532133451.5 Ut4 ND 4 2.45 C 10 YR 5/4 166 <1.003428 318258143347202463461.3 Ut4 ND 5 3.40 C 10 YR 5/3 160 1.012321 294272148277142583151.1 Tu4 ND 6 6.30 C 10 YR 5/3 160 1.214423 308257145307102603301.2 Tu4 ND 7 7.80 C 10 YR 5/4 162 <1.003421 30327314887242483241.2 Ut4 ND 8 8.40 C 10 YR 5/3 151 1.004417 331286165257831923481.7 Ut4 ND 9 8.90 C 10 YR 5/3 139 2.002211 295311182157881973061.5 Ut4 ND 10 9.35 C 10 YR 5/3 134 <1.024526 352328153378331303792.7 Ut3 ND 11a 9.65 1CBk 10 YR 4/3 101 4.20127 188357174107192711950.7 Tu4 ND 12a 10.10 Bwk 10 YR 3/4 57 3.913311 202351120186733102130.7 Tu4 ND 13a 10.65 CBk 10 YR 4/4 145 1.9 8 18 9 19 234 259 173 53 666 281 252 0.8 Tu4 ND 14 11.30 Ck 10 YR 6/4 267 <1.0 1 15 10 23 242 267 190 49 700 251 266 1.0 Tu4 ND 15a 11.70 2CBk1 10 YR 4/3 155 2.317511 200294203236972792110.7 Tu4 161 162 M K, R S, H A, M F  A S b TC

Kd (cU/T) cU vfS + vfS b T b U b S b fU b ——————————————— —— (-) -1 mU b

cU b vfS b fS b mS b 059618 236242144376223412540.7 Tu3 Tu3 236242144376223412540.7 059618 019517 223273187336832842400.8 Tu4 Tu4 223273187336832842400.8 019517 OC cS 3 —————————————————— g kg sampled (m) 11.95 CBk2 10 YR 3/3 71 3.118511 184274185256443321950.6 Tu3 Tu3 Tu3 Tu3 Tu3 Tu3 Tu3 184274185256443321950.6 207267172196453362180.6 3.118511 171260178216093701800.5 71 3.214410 3/3 34 242252144226373402520.7 207214126215484312150.5 1.916410 YR 3/4 67 2.38418 10 YR 4/4 13 <1.045311 10 YR 3/4 CBk2 84 Bwk 10 YR 4/4 249184110225434362570.6 YR 11.95 7.5 Bt 12.20 10 12.40 Ck1 <1.07528 8 10 YR 5/4 13.353Bwk 3/4 13.80 256 <1.0 14.05 YR Ck1 25 14.30 Ck2 41 15.80 10 YR 4/6 14C 16.50 4CBk 10 YR 5/4 26 206 220 7.5 241 <1.0 18.755CBk1 206 10 YR 5/4 10 YR 4/4 191 34 <1.0 19.00 106 160 27 43 147 CBk2 19.25 652 <1.0 24 1.3 242 Ck 9 10 YR 4/4 23 28 17 7 246 193 12 14 120 20 20.20Bt 0.9 10 YR 5/4 237 210 <1. 7 171 Ut4 5 226 357 17 87 163 19 182 <1.0 259 601 94 242 248 16 312 169 156 599 39 307 59 67 211 18 593 0.6 663 230 30 347 270 Tu3 215 0.7 251 200 Tu3 278 189 0.5 1.0 103 Tu3 Tu4 656 241 246 0.9 Ut4 a a a a a a a a a a a a a ND 27 ND 29

ID Depth Hor. Color (moist) CaCO ID DepthColor Hor. ND 16 ND 21 ND 31 19.906Bw(t)k 10 YR 4/6 71 <1.047612 207226171286043672190.6 Tu3 Tu3 207226171286043672190.6 <1.047612 71 4/6 YR 10 ND 17 ND 18 ND 19 ND 20 12.60 Ck2 13.05ND 22 C ND 23 10 YR 5/4 ND 24 265 10 YR 5/4 ND 25 <1.0ND 26 200 25not 18.45 <1. 35 C 15 19.906Bw(t)k ND 28 33 31 225 253ND 30 165 108ND 19.55 644ND 32 248 C 258 0.9 10 YR 5/4 Lu 242 <1.0 8 32 14 23 197 248 188 78 633 288 221 0.7 Lu Tab. 4 continued Tab. Loess paleosol-sequences along a climatic gradient in Northern Iran 163 b TC

Kd (cU/T) cU vfS + vfS b T b U b S b fU b ——————————————— —— (-) -1 mU b

cU b vfS b fS b mS b OC cS 3

—————————————————— g kg

(m) 23.507CBk 10 YR 4/4 71 1.659614 214239192346463202280.7 Tu3 Tu3 Tu3 Tu3 Tu3 214239192346463202280.7 226243140216093692340.6 223231131225843942300.6 1.659614 <1.05639 71 <1.08527 17 4/4 13 3/4 3/4 YR 256223137336163512780.7 YR YR 10 7.5 7.5 19.743322 Bt1 21 21.40 Ck 2/3 23.507CBk 24.00 10 YR 6/4 YR 24.60Bt2 412 1.0 10 24.90 59 Ck 80 26 10 YR 6/4 30 181 0.55Ah 365 166 180 <1.0 0.70 194 AB 82 1.10 526 CBk 56 280 18 10 YR 3/3 211 10 YR 4/4 31 207 103 0.7 229 298 12.0 Lu 171 12 3.2 186 39 607 7 207 23 4 238 9 28 262 1.0 39 208 245 Lu 132 220 161 52 109 602 626 345 265 291 283 0.8 0.9 Tu3 Lu a a a a a a a a cf. to footnotes of Tab. 2 Profile b

ID Depth Hor. Color (moist) CaCO ID DepthColor Hor. ND 33 a, b ND 34 ND 35 22.90ND 36 C ND 37 ND 38 10 YR 6/4 ND 39 24.70 237 Ckm 1.6 10 YR 5/4 32 10 458 ND 42 <1.0 3ND 43 215 6 ND 44 97 185 31 255 195 2.00 31 150 51 Ck 149 635 154 314 374 10 YR 5/4 452 191 173 292 0.6 <1.0 181 Tu3 25 0.9 21 Ls2 11 32 242 239 169 88 651 261 274 0.9 Tu4 ND 40 ND 41 0.25 Ap 10 YR 2/2 67 20.2 10 7 4 27 266 226 148 48 640 312 293 0.9 Tu3 Tab. 4 continued Tab. 164 M S, K,R HA,M F AS

Btk of OIS 5 Discontinuities

Pedocomplex of OIS 7

Btk (9th paleosol)

Fig. 3: Strongly and moderately developed paleosols (Bt and Bwk horizons) intercalated in loess at the section at Now Deh. In the uppermost loess layer two straight lines indicate discontinuities and/or short phases of sand accumulation during the deposition of this Late Quaternary loess. In the lower half on the left side of the picture, a strong pedocomplex is exposed, most likely correlating with OIS 7. Th e sequence shown in Fig. 2 was described at a river cut about 200m downstream. In that profi le the pedocomplex sequence splits into four diff erent paleosols.

Abb. 3: Stark und mäßig entwickelte Paläoboden (Bt- bzw. Bwk-Horizonte) im Profi l Now Deh. Das obere Lösspaket wird von zwei geraden Linien durchzogen, die Diskontinuitäten und/oder Sandlagen in dieser jungquartären Lössablagerung anzeigen. In der linken unteren Hälfte der Abbildung ist der stark entwickelte Pedokomplex aufgeschlossen, der vermutlich in das OIS 7 zu stellen ist. Die Profi lskizze von Abb. 2 wurde an einem etwa 200m fl ussabwärts gelegenen Prallhang aufgenommen. Dort teilt sich der Pedokomplex in vier einzelne Paläoböden. Loess paleosol-sequences along a climatic gradient in Northern Iran 165 the section at Now Deh, two discontinuities are Th e section at Agh Band was investigated in intercalated in the loess above the fi rst paleosol three diff erent profi les (profi le a, b and c in horizon (Fig. 3). Th ese discontinuities were not Fig. 2). Th e loess hills are composed of more or observed in profi le a (Fig. 2). less homogenous dull yellowish brown (10 YR According to these fi rst age estimates and based 5/3) to yellowish brown (2.5 Y 5/3) loess rich on loess-paleosol stratigraphy in Europe, it is in chlorite, mica and gypsum. Th e loess has a very likely that the fi rst Btk horizon at 13.5 m grain size maximum in the coarse silt fraction, depth correlates with the last interglacial (OIS high amounts of very fi ne sands and maximum 5e), whereas the moderately developed brown Kd values > 10. It is considerably coarser than Bwk horizons from above the Btk represent the loess at Neka or Now Deh. Profi le a of interstadials of OIS 3 to 5d and the one from the section at Agh Band was described along below this Btk of OIS 6. Th e paleosols of the a steeply inclined southward facing slope (in- pedocomplex, at 18.75, 20 and 24.5 m below clination about 50°) of one of the loess hills. surface, are tentatively correlated with the pe- About 40 m thick loess deposits cover a brown nultimate and antepenultimate (OIS 7 and OIS paleosol with well-developed Bwy (10 YR 4/4) 9) or older interglacial periods. and Bw(t) (10 YR 5/4) horizons superimposing an older loess that resembles the upper loess deposit. Th e paleosol has moderate subangular blocky structure, patches of secondary gypsum 3.3 Section at Agh Band and few calcite pseudomycelia and concretions. Based on the resemblance to subsoil horizons of In the vicinity of the section at Agh Band Typic Calcixerepts that were mapped as mod- steeply sloping loess hills rise about 50 to 70 m ern soils of the area (SWRI 2000), the paleosol above the valley fl oors forming the picturesque possibly correlates with the last or penultimate landscape of the so-called Iranian loess plateau. interglacial soil, most likely OIS 5e. However, Th ese hills are covered by grassland with small independent age control is not available and shrubs mainly situated on the northward facing we did not fi nd an undisturbed modern soil for slopes. Overgrazing in connection with intense comparison yet. rainfall causes serious erosion by episodic sur- About 300 m to the east of the fi rst profi le (a), a face runoff and piping. Th e strong dissection of road cut exposes the loess of profi le b. Here the the plateau by deep valleys raises the question, loess is intercalated by several horizons with sec- whether the drainage system of the plateau was ondary gypsum (Cy horizons) or characterised formed during a period of higher precipitation, by weak iron oxide mottling indicating initial e.g., in early Holocene time. Finely laminated to weak soil formation during deposition of the lake deposits more than 8 m thick cover some of apparently homogenous thick loess deposit. At the valley fl oors between the loess hills. Th e lake the top of profi le b a weakly developed modern sediments have been subsequently eroded and soil with Ah (10 YR 4/2) and weak Bw (2.5 Y incised at least during Holocene times. Th ese 4/3) horizons superimposes the loess. It is most sediments give evidence for the existence of a probable that this soil formed after erosion of lake for many hundreds or thousands of years the modern climatic climax soil. Profi le b is after loess deposition had ceased. Th e lake sedi- located stratigraphically above the tentatively ments correlate most likely with a pluvial period last interglacial paleosol of profi le a and about including a signifi cant higher groundwater ta- 100 m north of profi le c, which was sampled for ble than today. IRSL dating (Fig. 5). Th e samples AB1 and AB2 166 M S, K,R HA,M F AS

Tab. 5: Lithological properties of the loess-paleosol sequence at Agh Band.

Tab. 5: Lithologische Eigenschaften der Löss-Paläoboden -Abfolge bei Agh Band.

b b b b b b b b b b b ID Depth Hor. Color CaCO3 OC Gypsum cS mS fS vfS cU mU fU S U T vfS + Kd TC (moist) cU (cU/T) (m) —————————————————— g kg-1 ————————————————— —— (-) ——

Profile a AB 1 1.80c C 10 YR 4/3 150 1.1 86.8 0 0 4 39 604 161 76 44 840 116 643 5.2 Ut2 AB 2 5.20c C 10 YR 4/3 113 1.3 35.6 0 0 5 99 681 94 36 104 811 85 779 8.0 Ut2 AB 3 7.40c C 10 YR 5/3 104 <1.0 38.1 0 0 5 47 661 164 29 52 853 95 708 7.0 Ut2 AB 4 14.00c C 10 YR 5/3 113 <1.0 47.0 0 0 5 95 689 106 24 10 818 82 784 8.4 Ut2 AB 5 30.00c C 10 YR 5/3 106 <1.0 41.4 0 0 3 23 571 248 61 26 880 94 594 6.1 Ut2 AB 6 38.50c C 10 YR 5/3 121 <1.0 63.2 0 0 7 30 544 221 76 37 842 121 574 4.5 Ut3 AB 7 a 41.50 Cy 10 YR 5/3 101 <1.0 84.0 0 0 3 76 539 186 77 79 802 119 547 4.5 Ut2 AB 8 a 41.90 C 10 YR 4/3 126 1.4 10.5 2 3 2 21 413 249 121 27 783 190 415 2.2 Ut4 AB 9 a 42.40 1Bwy 10 YR 4/4 44 2.7 113.1 5 2 4 17 316 252 147 28 715 258 317 1.2 Tu4 AB 10 a 42.70 Bw(t) 10 YR 4/4 38 1.7 8.6 4 3 1 12 390 247 111 20 748 232 391 1.7 Ut4 AB 11 a 43.00 Ck1 10 YR 5/4 202 <1.0 3.7 4 5 2 38 425 213 117 48 755 197 429 2.2 Ut4 AB 12 a 43.45 Ck2 10 YR 6/4 179 <1.0 4.8 5 4 1 38 446 222 104 48 772 180 450 2.5 Ut4 AB 13 a 45.00 C 10 YR 5/3 153 <1.0 1.0 7 8 6 33 478 229 90 53 797 149 482 3.2 Ut3

Loess paleosol-sequences along a climatic gradient in Northern Iran 167 b

TC Kd (cU/T)

cU vfS + vfS b T b U b S b fU b mU b ————————————————— —— (-) -1

cU b vfS b fS b mS b

OC Gypsum cS 3

CaCO

—————————————————— g kg (moist) (moist)

(m) (m) 0.75 CB 1.05 C 2.5 Y 3/3 176 2.5 Y 4/3 1.4 160 <1.0 0.1 3.15 Cy 0.0 3.75 0 C 0 2.5 Y 4/3 3 107 5 3 2.5 Y 5/3 <1.0 58 3 103 5.60 602 103.0 56 <1.0 Cy 141 6.00 638 101.7 3 C1 61 121 2.5 Y 5/3 63 54 3 0 804 116 63 2.5 Y 4/3 132 36 3 813 <1.0 660 116 124 25 31 576 693 <1.0 88.6 93 4.5 605 174 Ut3 64.4 5.1 140 63 0 Ut3 44 40 0 0 154 813 789 147 3 0 579 57 28 0 614 679 3.9 49 10.6 132 Ut3 636 Ut2 47 145 28 45 859 52 113 827 682 122 641 6.0 Ut2 5.2 Ut3 a a a a a a cf. to footnotes of Tab. 2 AB 16 AB 17 AB 18 1.70AB 19 Cy 2.25AB 20 C 2.40AB 21 2.5 Y 4/3 Cy 2.75AB 22 158 C 2.5 Y 5/3 AB 23 <1.0 2.5 Y 5/3 109 AB 24 79.3 105 <1.0 2.5 Y 5/3 4.35AB 25 <1.0 105.7 Cy1 4.80 111 0 112.2 AB 26 Cy2 <1.0 5.25 0 0AB 27 2.5 Y 4/3 109.8 3 C 14 2.5 Y 4/3 AB 28 118 6 14 9 3 <1.0 116 55 618 91 2.5 Y 5/3 <1.0 7.00 656 3 77.2 6 133 C2 114 122 31 59.6 59 574 0 <1.0 47 3 61 166 43 119 2.5 Y 5/3 589 3 811 46.4 816 3 61 129 163 122 64 3 46 673 5 74 6 665 <1.0 800 41 5 154 4.8 51 14 10.2 558 13.2 577 826 38 Ut3 Uu 174 585 123 9 3.7 594 58 164 1 53 Ut3 663 54 51 4.8 3 790 149 48 Ut3 158 803 51 2 562 149 82 67 589 542 862 3.5 219 56 Ut3 3.9 668 65 Ut3 11.9 73 826 Uu 101 549 5.4 Ut2

ID Depth Hor. Color Hor. ID Depth Profile b a, b AB 14 AB 15 0.20 0Ah 10 YR 4/2 139 9.5 0.0 5 5 5 41 587 144 73 57 803 140 628 4.2 Ut3 Tab. 5 continued Tab. 168 M K, R S, H A, M F  A S were taken with a vertical distance of 1 m and area, whereas long-distance transport might yielded age estimates of 41.3 ± 3.9 ka and 34.7 have contributed the fi ne component in Now ± 3.3 ka, respectively (Tab. 2) indicating that Deh and Neka. Long-distance transport from deposition of this loess layer took place dur- valleys, fl ood plains and deserts of Central Asia ing OIS 3 of the last glacial. Th e two IRSL age was made responsible for loess deposition in estimates are in agreement within the 1-sigma Uzbekistan and Tajikistan that occurs up to an standard deviation. Both samples were taken altitude of 2,500 m above sea level (D from below a fault line dipping to the northeast, 1991). Th e loess cover on the foot hills near the most likely owing to a small land slide follow- section at Now Deh does not exceed an altitude ing heavy rain-fall or a much higher water table of 500 m (L 1988). during a pluvial time or earthquakes. Recent It is thus likely, that most of the dust in North- small and shallow land slides are often found on ern Iran derived from local fl oodplains of the the steeply inclined slopes of the loess hills. rivers Atrek and Gorgan. Unlike in Tajikistan, dust transporting winds possibly did not attain high altitudes. Assuming a paleowind direction from north to south, dry areas emerged dur- 4 Discussion ing Caspian Sea lowstands might have been a dust source, as well. During regressions of the Th e three loess-paleosol sequences show diff er- Caspian Sea, the gain in land surfaces along its ences in thickness, grain size distribution and southern coast was probably low, because the numbers and types of paleosols (Fig. 2, 4). Th e southern lowlands are narrow and have a steep uppermost unweathered loess deposits in Neka, slope towards the interior lake basin. West of Now Deh and Agh Band are about 10 m, 13 the present Turkmen shoreline a large shelf area m and 40 m thick, respectively, suggesting emerged during the Yenotaevian regression (24- diff erent mass accumulation rates during the 17 ka), though (M 1988). However, it last glacial. Mean grain size decreases in a N- is not clear, whether the lake fl oor was dry to al- S direction from Agh Band to Now Deh (and low dust entrainment or was covered by vegeta- Neka) as already observed by L (1988). tion as assumed for emerged continental shelves Th e granulometric composition of Agh Band in the coastal oasis model (F, W & loess resembles the one of loess deposits at the G 2002). northern footlopes of Kopet Dagh in north- Th e unweathered loess layers of each section eastern Iran (O  A 2001). Th e are texturally and in relation to the calcium much fi ner loess facies at Neka and Now Deh carbonate content also mineralogically more compares to the fi ne loess facies accumulated in or less homogenous. Also, the sequences do not the piedmonts of Tien-Shan and Pamir-Alay in show any indication of groundwater infl uence. Tajikistan, e.g., in the uppermost loess deposits Th e degree of soil development refl ected in the of the key section at Darai Kalon (F  diff erent types of paleosol horizons depends D 1998). Th ickness and mean grain on climatic conditions and duration of soil size of loess are functions of dust availability in formation during interstadial and interglacial the source areas, proximity to the dust source periods, only. Th ese paleosols can be defi ned area, maximum wind velocities and dust trap- as climaphytomorphic, which allows us to use ping effi ciency of the vegetation. Th e high them for paleoclimatic reconstructions. Th e content of fi ne sand and coarse silt in Agh Band morphology of modern soils at the diff erent indicates the close proximity to the dust source sections refl ect the recent climatic gradient. Th e Loess paleosol-sequences along a climatic gradient in Northern Iran 169

Neka Now Deh 0 0 m m Agh Band

0 m 2 2

2 4 4 OIS 2, 3 OIS 2, 3 6 6

OIS 2 to 5 d 8 8

10 10 OIS 3 or 5a-d

12 OIS 5a-d 12

42 OIS 5e m OIS 5e 14 14 OIS 5e 44 OIS 6 OIS 6 16 16 OIS 6 debris, (not sampled) 18

Legend 20 Ap, Ah AhBtk

AB CB, CBk 22 t OIS 7 Bw, Bwk Ck, (Ckm)

Bw(t) Cy

24 Bt, Btk C (loess)

Fig. 4: A pedostratigraphical framework for loess-paleosol sequences of Northern Iran.

Abb. 4: Pedostratigraphische Einordnung der Löss-Paläobodenabfolgen Nordirans. 170 M K, R S, H A, M F  A S tentatively last interglacial paleosol has strongly well preserved in Uzbekistan and Tajikistan. developed AhBtk horizons at the section at According to B, W  H Neka, moderately to strongly developed Bt ho- (1998) the Karamaydan section in Tajikistan rizons at Now Deh and moderately developed does not contain interstadial paleosol horizons Bw(t) horizon at Agh Band. Th is indicates simi- of the last glacial, partly because the uppermost lar climatic gradients during the past. However, loess is lacking. At the section at Darai Kalon, an undisturbed Holocene soil in the loess hills weak carbonate accumulation horizons but not near Agh Band has not yet been found and fur- complete paleosols were correlated with the last ther studies to establish mineralogical homoge- glacial (F  D 1998). Correla- neity of the parent materials are necessary. tion of the 3rd or even 4th pedocomplex with As A horizons were not found, all paleosols were OIS 5e (L 1984, D 1991) truncated before loess deposition started again. would place the fi rst two or three pedocom- Instead, weakly developed brown paleosols plexes into the last glacial. Th ese correlations are (Bwk) were found on top of strongly developed likely invalid, as recent absolute age assessments Bw(t), Bt or AhBt horizons. Th is leads to the have shown (Z, D  S hypothesis that soil genesis was polycyclic, 1996, F  D 1998). which is well documented in the pedocomplex A fi rst chronstratigraphic framework of loess of OIS 7 at Now Deh that splits in distinct deposition and paleosols formation for the paleosol horizons and intercalated loess layers sections under study is presented in Fig. 4. Sys- at the section described. Paleosols up to 4 m tematic absolute age determinations are needed thick and pedocomplexes of the same thickness to verify the chronostratigraphic position of were described for loess sections in Uzbekistan the diff erent paleosols. Th e strongly developed and Tajikistan (L 1984; M, AhBt horizons in Neka might be good strati- K  S 1987; D graphic markers because of their dark color. 1991; B, W & H, , According to additional fi eld observations near F  D ). It appears that Neka, the loess record in Northern Iran prob- the Central Asian sequences are more detailed ably reaches far into the Middle Pleistocene. In than the Chinese loess-paleosol sequences with a quarry not accesible for sampling during this pedocomplexes in Central Asia representing study at least eight strongly developed brown or single paleosol horizons in China (B, dark brown paleosols or pedocomplexes divide a 2003). Th e loess-paleosol sequences of North- 25 m high loess deposit. In Northern Iran, there ern Iran then rather resemble the Central Asian might thus be the potential to study consider- than the Chinese sequences. ably longer loess records than described here. Th e loess deposits at Neka and Now Deh are much thinner including less pedocomplexes and paleosols than key sections in Uzbekistan or Tajikistan, the latter reaching a thickness up 5 Conclusion to 200 m and likely encompassing the whole Pleistocene. However, the Iranian sequences During the Late and Middle Pleistocene pro- might allow at least an equally good pedostrati- nounced changes from dry and cold to more graphic resolution of the last glacial/interglacial or less humid and warm climatic conditions cycle, because they include several weakly to occured in Northern Iran. Th e section at Now moderately developed paleosols. Paleosols of Deh gives evidence for at least nine periods of the last glacial/interglacial cycle are likely not loess accumulation interrupted by interglacial Loess paleosol-sequences along a climatic gradient in Northern Iran 171 and most probably also interstadial phases of B, R. (1960): Découverte de loess et soil formation. d’une ancienne vallée remblayé dans le cours Th e uppermost loess deposit probably formed inférieur du Séfi d-Roud (versant nord de during the last glacial. Paleosol horizons likely l’Elbourz, Iran). – C. R. Acad. Sc. Paris, testify interglacial and interstadial phases of 250: 1097-1098; Paris. soil formation. In many cases paleosol horizons B, H. (1937): Die Rolle der Eiszeit in Nord- group to form pedocomplexes, the latter repre- westiran. – Z. Gletscherk., 25: 130-183, 13 senting polycyclic soil genesis. Abb., 17 Photos; Berlin-Zehlendorf. Th e paleosols refl ect a trend of increased B, A. (2003): Correlation of loess-pale- paleoweathering intensity from the now semi- osol sequences in East and Central Asia with arid loess plateau at Agh Band to the subhu- SE Central Europe: towards a continental mid foothills of Now Deh and Neka. Rates of Quaternary pedostratigraphy and paleocli- loess deposition likely experienced an opposite matic history. – Quat. Int., 106/107: 11-31, trend. 7 Fig.; Oxford. Th e loess-paleosol sequences of Northern Iran B, A. & H, T. (1989): Paleosol are excellent archives of climate and environ- sequences as witnesses of Pleistocene climat- ment change for the time period of the Middle ic history. – Catena Suppl., 16: 163-186, 6 and Upper Pleistocene. Systematic absolute age Fig.; Gießen. assessments are needed for further correlation B, A., W, R. & H, T. of Northern Iranian loess with loess deposits of (1998): Pleistocene climatic history of East Central Asia and SE Europe and with the global and Central Asia based on paleopedologi- climatic record. cal indicators in loess-paleosol sequences. – Catena, 34: 1-17, 10 Fig.; Amsterdam. B, A., W, R. & S, S. (1998): Weathering and clay mineral formation in 5 Acknowledgment two holocene soils and in buried paleosols in Tajikistan: towards a Quaternary paleocli- We thank the University of Tehran and the Sha- matic record in Central Asia. – Catena, 34: hid-Beheshti University (Tehran) for help in 19-34, 11 Fig.; Amsterdam. logistic aff airs. Th is is part of an ongoing study B, D., G, J. & S, R. funded by the German Research Foundation (1990): Iran Geomorphologie. – Tübinger (Deutsche Forschungsgemeinschaft, DFG-Gz. 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Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns von Uichteritz im Markröhlitzer Tal (Lkr. Weißenfels/Sachsen-Anhalt)

S M  S W*)

Keywords: Mittelpleistozän, Elster-Kaltzeit, Saale- Molluskenfunde lieferten wichtige paläoökologische Komplex, Mitteldeutschland, Markröhlitzer Tal, Informationen über die Bildungszeit der untersuch- Schotterterrassen, Molluskenfauna, Paläoökologie ten Sedimente. Aus den vermutlich spätelsterzeit- lichen Flussablagerungen sowie aus den im Han- Zusammenfassung: Die seit ca. 100 Jahren umstrit- genden folgenden saale- und weichselkaltzeitlichen tene Flussgeschichte des Markröhlitzer Tales westlich Bildungen konnten diesbezüglich insgesamt 10 von Weißenfels wird anhand neuer lithologischer molluskenführende Horizonte untersucht werden. und malakologischer Untersuchungen der pleistozä- Aus den Unteren und Oberen Schottern sind bisher nen Schichtenfolge in der Kiessandgrube Uichteritz keine Fauneninhalte bekannt geworden. diskutiert. Es konnten drei übereinander lagernde Die wahrscheinlich spätelsterzeitlichen Mollusken- fl uviatile Schotterkörper ausgehalten werden, die faunen charakterisieren deutlich unterscheidbare sich in Profi laufbau, Geröllzusammensetzung und Faziesbereiche: fl uviatile Schotterablagerungen der Verwitterungsintensität unterscheiden. Sie sind Saale, welche durch Fließgewässerarten dominiert durch Schluffl agen bzw. Altwasserablagerungen und werden, sowie Stillwassersedimente einer von der schwemmfächerartige Sedimente voneinander ge- Saale isolierten Fließrinne bzw. eines Altarmberei- trennt. Der Untere Schotter ist frei von nordischem ches, welche durch Stillgewässerarten dominiert Material und kann nach der Höhenlage der frühen werden. Nach der etwa 48 Arten umfassenden Elster-Kaltzeit zugeordnet werden, der Mittlere und Gesamtfauna zu urteilen, fällt die Bildungszeit der der Obere Schotter wurden wahrscheinlich in der Sedimente in eine mildere kaltzeitliche Phase. Zahl- späten Elster-Kaltzeit akkumuliert. Dafür sprechen reiche gehölzliebende Arten lassen darauf schließen, die gegenüber der Hauptterrasse um 10-15 m hö- dass in der Saaleaue Auenwälder entwickelt waren. here Lage, die Bedeckung durch saaleglaziäre Bil- Ausgesprochene Steppenelemente fehlen weitestge- dungen (Beckenschluff , Bänderton, Grundmoräne) hend, was mit den taphonomischen Verhältnissen und die diff erenzierten Verwitterungsbildungen, die im Ablagerungsraum innerhalb der Saaleaue in Ver- zudem übereinstimmend mit den Molluskengesell- bindung gebracht wird. Zwar ist die Rekonstruktion schaften eine spätelsterzeitliche Wärmeschwankung des weiteren Umfeldes wegen vermutlicher Überlie- andeuten. ferungslücken problematisch, zumindest zeigen aber die individuenreichen Vorkommen von Off enland- elementen, dass wahrscheinlich außerhalb der Aue keine geschlossene Bewaldung vorhanden war. Für *Anschrift der Verfasser: Dipl.-Geol. S kühlere Bedingungen sprechen einige subarktisch- M, Grüner Weg 3, D-18119 Warnemünde, alpine sowie boreale und montane Faunen-Elemen- E-Mail: [email protected]; Dr. S W, te. Landesamt für Geologie und Bergwesen Sachsen- Aus saalekaltzeitlichen Beckenschluff en sowie Ge- Anhalt, Postfach 156, D-06035 Halle, E-Mail: schiebemergeln konnten hochkaltzeitliche Mollus- [email protected]. kenfaunen nachgewiesen werden, wobei besonders Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 175 die Vorkommen im Geschiebemergel bemerkens- the taphonomic conditions in the deposition area wert sind. Kaltzeitliche Mollusken fanden sich auch of the Saale fl oodplain. Reconstruction of the larger in weichselzeitlichen Lössen. environs outside of the fl oodplain is problematic due to presumed transmission gaps but a number of [Lithology, paleoecology and stratigraphy of the open-land evidences suggest that a dense forestation Middle Pleistocene of Uichteritz in the Mar- was unlikely. Some subarctic-alpine fauna elements, kröhlitz valley (Weißenfels/Saxony-Anhalt)] as well as boreal und mountainous fauna, suggest cooler conditions. Abstract: Th e river history of the Markröhlitz valley High glacial period mollusc faunas were evidenced has been discussed for about 100 years. New litho- in the Saalian basin silt with particularly notable de- logical and malacological studies of the Pleistocene posits in boulder clay. Glacial period molluscs were sequence in the Uichteritz gravel and sand pit allow also found in Weichselian loess. one to distinguish three fl uvial gravel units. Th e fl uvial gravel units are characterised by diff erent structures, pebble assemblages and weathering. Th e gravel units are separated by silt layers (oxbow sedi- 1 Einführung ments, fl ow material) and alluvial fan deposits. Th e Lower Gravel Unit is free of Nordic pebble compo- Die Erforschung des Quartärs am westlichen nents and belongs to the early Elsterian. Th e Middle Rand der Leipziger Tiefl andsbucht begann and Upper Gravel Units were accumulated probably during the late Elsterian, because they lie 10-15 m mit der intensiven Kartierung durch die Kö- higher than the early Saalian Main Terrace and they niglich Preußische Geologische Landesanstalt are overlain by Saalian glacial sediments (silt, warved zu Beginn des 20. Jahrhunderts (S  clay, till). Th e diff erent weathering of the Middle Wß ). Mit diesen Arbeiten wur- Gravel Unit, together with the mollusc assemblages, de ein lehrbuchhaftes Grundgerüst quartärer indicate a temperate phase in the late Elsterian. Lithostratigraphie geschaff en, das W Mollusc fi nds provided essential palaeoecological (1950: 128) veranlasste, „die Saalelandschaft information about the formation period of the sedi- zwischen Halle und Weißenfels“ als eine „der ments under review. A total of ten mollusc-contain- klassischen Gegenden deutscher Eiszeitfor- ing horizons from the probable late Elsterian fl uvial schung“ zu bezeichnen. sediments and from subsequent formations in the overlying strata (Saale and Weichselian glaciations) Die Lithostratigraphie des mitteldeutschen were examined. To date no fauna contents are Quartärs beruht auf der Verzahnung von aus- known from the Lower Gravel Unit and the Upper gedehnten fl uviatilen Schotterterrassen mit Gravel Unit. weithin korrelierbaren Grundmoränen und Th e mollusc faunas clearly describe distinguishable Interglazialsedimenten. Durch umfangreiche facies areas: a fl uviatile area with brash deposits from geröllpetrographische Untersuchungen sowie the Saale river that is dominated by diff erent water- die Erstellung und Auswertung von Schnitten courses, and a limnic area with stillwater sediments und Isolinienplänen auf der Basis unzähliger from a fl ume that was isolated from river Saale, Bohrungen und Aufschlussdokumentationen which is dominated by diff erent stillwaters. Judging (Braunkohlentagebaue, Kiessandgruben) ge- from the fauna that are found overall, and which comprise about 48 species, the formation period lang es S (), K (), R of the sediments can be dated in a milder glaciation (), E (, ), S phase. Numerous dendro-affi ne species suggest that (1976, 1982) u. a., die Terrassenstratigraphie rather extensive alluvial forests had developed in the zur tragenden Säule der Quartärstratigraphie river Saale fl oodplain. In the fossil record distinct im Saale-Mulde-Gebiet zu entwickeln. steppe elements are largely missing - attributed to Der Blick in die Literatur verdeutlicht, dass 176 S M  S W es trotz der jahrzehntelangen Forschung noch Schotter im Markröhlitzer Tal wie S  einige nicht hinreichend beantwortete Fragen W (1911) für holsteinwarmzeitlich gibt. Dazu gehört die nach der stratigraphischen und sprach von der „höheren mittelpleistozä- Stellung von feuersteinführenden Schottern, die nen Terrasse“. E (1975) stellte sie in höher liegen als die frühsaalezeitliche Hauptter- den „Komplex der elstereiszeitlichen Rückzugs- rasse und in isolierten Vorkommen an Saale, schotter“ und argumentierte mit Beschreibun- Unstrut und Salza seit langem bekannt sind gen, in denen die Führung nordischen Mate- (u. a. S , R , E rials betont wird, sowie mit dem Fossilgehalt, 1975). Während die Schotter von Wangen der zwar wenig über das Klima aussage, aber auf am Unterlauf der Unstrut als spätelsterzeitlich off enes Land hindeute. S (1976) eingestuft wurden (S 1982) und im hat die Uichteritzer Schotter als glazifl uviatile Saale-Unterlauf drei stratigraphisch einorden- Nachschüttbildungen der Elster-Vereisung dar- bare Terrassen aus dem Zeitraum Spätelster bis gestellt. Frühsaale nachgewiesen sind (K  L Eng mit der stratigraphischen Problematik , K 1964), ist die Altersstellung der verbunden ist die Frage nach der zeitlichen Schotter von Uichteritz im Markröhlitzer Tal Eingrenzung von fl uviatilen Erosions- und westlich von Weißenfels und Wallendorf (Saa- Akkumulationsprozessen sowie nach der Kli- leterrasse östlich von Merseburg) noch nicht maentwicklung im Zeitraum vom Ende der hinreichend geklärt. S (1962) hielt die Elster-Kaltzeit bis zum ersten Vorstoß des Saale-

Abb. 1: Übersichtskarte mit Lage der Kiessandgrube Uichteritz im Saale-Unstrut-Gebiet in Mitteldeutsch- land.

Fig. 1: General map showing the gravel and sand pit Uichteritz in the Saale-Unstrut area, Central Germany. Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 177

Inlandeises in den mitteldeutschen Raum. Diese letal und dem vom Röhlitzbach durchfl ossenen Fragen erlangen durch zahlreiche Funde von Markröhlitzer Tal befi ndet (Abb. 1 und 2). Steinartefakten aus den Schottern des höheren Anlässlich einer gemeinsamen Befahrung am Terrassenniveaus (W et al. 1996) besondere 26.01.2001 wurden die Probleme eingehend Brisanz, denn es geht letztlich auch um die Frage, diskutiert und erste Dokumentationen und wann der Mensch dieses Gebiet erstmals betreten Beprobungen vorgenommen. hat. Über das Uichteritzer Artefaktinventar be- richten R et al. in diesem Band. Den Anlass für die hier vorgestellten Untersu- chungen boten Hinweise von Prof. Dr. L. Eiß- 2 Kenntnisstand mit besonderer mann, Leipzig, und A. Rudolph, Leipzig, auf Berücksichtigung der Schotterterrassen neuere Mollusken- und Artefaktfunde in der Kiessandgrube der Firma H. Antons & Sohn, 2.1 Präquartär bis frühe Elster-Kaltzeit Jülich, die sich ca. 500 m westlich der Ortslage Uichteritz auf einem Sporn zwischen dem Saa- Der präquartäre Untergrund wird bei Uichteritz

Abb. 2: Karte der pleistozänen Flussgeschichte von Saale und Unstrut im Umfeld von Uichteritz, z. T. vermutet (nach E , S 1976, 1980, verändert) (Karte entspricht Ausschnitt in Abb. 1).

Fig. 2: Map of the Pleistocene history of the Saale and Unstrut rivers in the Uichteritz area, partly proposed (after E , S 1976, 1980, modifi ed). Th e location of this area is marked in fi g. 1. 178 S M  S W von fl ach nach NW einfallenden Sedimentiten reits damals durch das Markröhlitzer Tal gefl os- des Tafeldeckgebirges am SE-Rand der Freybur- sen ist. E (1975) hat diese Vorkommen ger Mulde, der südöstlichen Teilstruktur der gemeinsam mit in gleichem Niveau nachgewie- Querfurter Mulde bestimmt. Nach der Auf- senen Schottern bei Markröhlitz der „Unteren nahme von P. K, Landesamt für Geologie Frühpleistozänen Terrasse“ zugeordnet. und Bergwesen Sachsen-Anhalt, Halle, vom Während S  W (1911) und 14.09.1993, standen in der Kiessandgrube der E (1975) in der Stratifi zierung der alten Fa. H. Antons & Sohn im Niveau der Gruben- Schotterreste im Wesentlichen konform gehen, sohle rotbraune bis violette feinschichtige Ton- vertrat S (1962) die Auff assung, dass die und Schluff steine an. Sie dürften nach Bohrun- Höhenunterschiede der beiden hochliegenden gen im Umfeld der Kiessandgrube, insbesonde- Terrassenniveaus durch eine Verwerfung oder re im südlich angrenzenden Bewilligungsfeld Flexur verursacht wurden. Quartärtektonische Uichteritz/Lobitzsch, zur Solling-Folge des Bewegungen sind jedoch im Untersuchungs- Mittleren Buntsandsteins gehören (F gebiet weitgehend auszuschließen (E 1996, Dr. K.-H. R, Halle, freundl. 1964). S verband die hochliegenden mündl. Mitt.). Zumindest im östlichen Teil des Schotter mit seiner „Unteren Präglazialen derzeitigen Grubenbereiches wird die Unterlage (=frühelsterzeitlichen) Terrasse“ und nahm an, der quartären Ablagerungen von hellolivgrauen dass das Markröhlitzer Tal in präglazialer Zeit Mergelsteinen mit Fasergipseinlagerungen aus noch nicht als eigenständige Talung existierte, dem Salinarröt gebildet. sondern Teil eines ca. 5 km breiten Saaletales Die quartären Ablagerungen beginnen im war. Raum Weißenfels mit Saaleschottern ohne nor- Während die chronostratigraphische Einord- disches Material (sog. präglazialen Schottern), nung der älteren, höherliegenden präglazialen die als isolierte Vorkommen in verschiedenen Terrassenrelikte noch nicht hinreichend geklärt Höhenlagen seit langem bekannt sind und un- ist, konnten bereits S  W terschiedlich stratifi ziert wurden. Zum ältesten (1911) die Verknüpfung ihrer am tiefsten ge- und mit ca. 170-180 m NN am höchsten ge- legenen „Vierten Präglazialen Terrasse“ mit der legenen Terrassenniveau gehören die Saalekiese ersten (elsterzeitlichen) Vergletscherung nach- bei Goseck („Kösen-Gosecker Schotterzug“ weisen. Allerdings waren im Markröhlitzer Tal nach W 1901a)(Abb. 2). Die ca. 70-80 m damals noch keine frühelsterzeitlichen Schotter über der heutigen Saaleaue bei Uichteritz gele- bekannt. R  W () beschrie- genen Schotter wurden von S  W- ben aus Bohrungen bei Pödelist feuersteinfreie  (1911) zu ihrer „Zweiten Präglazialen Saale-Unstrut-Schotter im Niveau von ca. 125 Saaleterrasse“ und von E (1975) zur m NN (25-30 m über Aue) unter mächtiger Els- „Mittleren Frühpleistozänen Terrasse“ gerech- ter-Grundmoräne. Sie belegen gemeinsam mit net, S (1976) hat sie helmekaltzeit- weiteren lokalen Schottervorkommen (S- lich eingeordnet.  ), dass die frühelsterzeitliche Saale In vereinzelten Schottervorkommen im Niveau von Großjena aus durch das Markröhlitzer Tal von 140-150 m NN bei Markwerben (40-50 m gefl ossen ist. Insbesondere aufgrund geomor- über Aue) haben S  W (1911) phologischer Indizien vertraten diese Auff as- Relikte ihrer „Dritten Präglazialen Terrasse“ ge- sung bereits N  P (), S- sehen. Sie verbanden diese Schotter mit einem   W (), L  L- Kiesvorkommen bei Großjena und gelangten  () sowie K (1961). Schließ- damit zu der Überzeugung, dass die Saale be- lich sei erwähnt, dass S (1976) die Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 179 tiefl iegenden feuersteinfreien Schotter mit dem Hauptterrasse wurde in zwei Schnitten veran- 140-150 m NN-Niveau zu Frühelsterschottern schaulicht, die Höhendiff erenzen der Terrassen- zusammengefasst hat. unterkanten von fast 20 m zeigen (W In der frühen Elster-Kaltzeit ist die Ilm bei 1908, S  W : Tafel 2). Zscheiplitz in die Unstrut gemündet (N- S  W hielten beide Terrassen   P ). Die Saale nahm bei für erstinterglaziale Bildungen und nahmen an, Freyburg die vereinigte Unstrut/Ilm auf (L- dass die Saale im ersten Teil des „Großen Inter-  1922) und fl oss durch das Markröhlitzer glazials“ (=Holstein-Warmzeit) das Markröhlit- Tal nach Weißenfels (E , R  zer Tal benutzte. W ). Petrographisch soll sich die höhere Terrasse gegenüber der tieferen durch einen etwas höhe- ren Anteil an nordischem Material und örtlich durch das Auftreten bis kopfgroßer nordischer 2.2 Elster-Kaltzeit bis unterer periglaziärer Blöcke auszeichnen (S  W Teil des Saale-Komplexes ). Molluskenschalen wurden bevorzugt in dünnen sandigen Schichten und nesterweise in Während der Elster-Kaltzeit drang das skandi- grobem Schotter gefunden. Die von S  navische Inlandeis bis an den Rand der sächsi- W (: ) aufgeführten Formen schen und thüringischen Mittelgebirge vor. Das erlauben jedoch keine paläoökologischen Rück- Untersuchungsgebiet wurde wahrscheinlich schlüsse. von zwei Eisvorstößen überfahren. Zu den Auch S (1962) sah die „höhere mittel- Hinterlassenschaften zählen die westlich von pleistozäne Terrasse“ als holsteinwarmzeitlich Markröhlitz verbreitet auftretenden Grund- an. Er ging von einer Erosionsphase zu Beginn moränen und zahlreiche Vorkommen von der Warmzeit aus und nahm wie S  Schmelzwasserbildungen (S 1976). W (1911) an, dass die Saale in der Bei Pödelist sind zwei durch Bänderton und ersten Hälfte des „Großen Interglazials“ das Schmelzwassersande getrennte Elster-Grund- Markröhlitzer Tal benutzte. Erst E moränen erbohrt worden, die zusammen fast 50 (1975) argumentierte für die Einstufung der m mächtig werden (R  W 1964). Uichteritzer Schotter in die späte Elster-Kaltzeit Die glaziäre Talverschüttung hatte zur Folge, (Kap. 1). dass sich die Flüsse nach dem Abschmelzen der Die Holstein-Warmzeit ist im Saale-Unstrut- Gletscher zum Teil neu orientieren mussten. gebiet durch wärmeliebende Molluskenfaunen Bereits im ausgehenden Elsterglazial ist eine mit zahlreichen exotischen Elementen sowie starke fl uviatile Dynamik mit wechselnder Ero- durch Funde von Waldnashorn und Waldele- sion und Akkumulation anzunehmen. fant belegt (S  W 1911, T- W () hat zwischen Markröhlitz  1935, M 1973). Außerdem treten in- und Uichteritz in mehreren Kiessandgruben tensive Bodenbildungen in Erscheinung (Frey- beiderseits des Röhlitzbaches eine höhere Ter- burger Bodenkomplex), deren stratigraphische rasse der Saale kartiert. Die im Niveau von Zuordnung innerhalb des Zeitraums Holstein- 130-140 m NN bzw. ca. 30-40 m über der Warmzeit bis Dömnitz-Warmzeit jedoch strittig rezenten Saaleaue angetroff enen Schotter waren ist (R  W 1961, 1964 H et bis 10 m mächtig und wurden von Geschiebe- al. 1970, M  A 1970, R mergel und Löss bzw. Schwemmlöss überlagert. 1973). Die Trennung der höheren Saaleterrasse von der Die Akkumulation der Hauptterrasse erfolgte 180 S M  S W mehrphasig und vertritt den langen, durch Für die Hauptterrassenzeit gilt als sicher, dass die Dömnitz/Wacken-Warmzeit und mögli- die Saale bereits wie heute die Ilm bei Großhe- cherweise noch weitere Wärmeschwankungen ringen aufgenommen hat und dann weiter über gegliederten Zeitraum vom ausgehenden Naumburg nach Weißenfels gefl ossen ist (N- Holstein-Interglazial bis zum Vorstoß des Saa-   P ). Die Unstrut nutzte ab le-Inlandeises. Die Hauptterrassen von Saale Freyburg das Zeuchfelder Tal und erreichte die und Unstrut sind jedoch hauptsächlich kalt- Saale erst im Raum Bad Dürrenberg - Merse- klimatisch akkumuliert worden, wie zahlreiche burg (S , E ). Frostmarken und Funde von kälteresistenten Großsäugern zeigen (E 1975). Die Saale-Hauptterrasse liegt bei Uichteritz im Niveau von 115-125 m NN bzw. 15-25 m 2.3 Glaziärer Teil des Saale-Komplexes über der Aue, also ca. 15 m tiefer als die höhere (Drenthe-Stadium) bis Holozän mittelpleistozäne Terrasse. W () hat sie an den Hängen beiderseits der Saale Während des Drenthe-Stadiums des Saale- kartiert. Er hat auch den von W (1901b) Komplexes stieß das Inlandeis in drei Phasen aus der Kiesgrube von Albert Ködel am nördli- in die Leipziger Tiefl andsbucht vor, doch nur chen Ende von Uichteritz beschriebenen 2,5 m der erste Vorstoß (Zeitzer Phase) hat den Raum mächtigen Saalekies mit nordischen Geröllen Weißenfels erreicht und ist im Saaletal etwa bis der Hauptterrasse zugeordnet. Im östlichsten Bad Kösen vorgedrungen (E 1975, Teil der Grube war dicht über der Sohle ein K 1995). Vor der Eisfront bildeten sich wenige Zentimenter mächtiges graugrünes ausgedehnte Stauseen, in denen laminierte Tonbänkchen in den Kies eingeschaltet, das feinkörnige Sedimente, z. T. mit Jahresschich- viele Molluskenschalen enthielt. Aus dem Ton tung (Bänderton), akkumuliert wurden. Aus oder wenig darüber wurden auch zwei Molaren den abgeriegelten Flusstälern sind örtlich ex- von Elephas trogontherii P. geborgen. Da trem mächtige Stauseeablagerungen bekannt W (1901b) die Mollusken aufgrund von (B , R 1961). Die Vergleichen mit thüringischen Vorkommen in Grundmoräne des Saale-Inlandeises ist nördlich das zweite Interglazial einstufte (=Eem-Warm- des Markröhlitzer Tales weit verbreitet, weiter zeit), gab der Fund der Molaren Anlass zu südlich sind vor allem glazifl uviatile Sedimente Vermutungen, ob E. trogontherii (Mammuthus überliefert (S 1976). trogontherii) bis in das letzte Interglazial existiert Im jüngeren Drenthe-Stadium und im haben könnte oder ob mit Umlagerungen des Warthe-Stadium war das Untersuchungs- Fundmaterials zu rechnen ist. Nach heutiger gebiet periglaziären Klimabedingungen aus- Kenntnis ist der Mollusken-Fundhorizont aber gesetzt. Aus dieser Zeit stammen u. a. die mit Sicherheit älter als die Eem-Warmzeit. Löss-/Schwemmlössakkumulationen, auf S (1928) erkannte den überwiegend denen sich in der Eem-Warmzeit und der kaltzeitlichen Charakter der Hauptterrasse in frühen Weichsel-Kaltzeit der Naumburger Bo- der Umgebung von Weißenfels. Den Schottern denkomplex (R  W 1961, 1964) aus der Ködelschen Grube bei Uichteritz und entwickelt hat. In der Weichsel-Kaltzeit ist das der „im Tälchen südlich Storkau liegende(n) nordische Eis nur bis in das Gebiet südlich von Stadelmannsche Grube“ billigte S (1928: Berlin vorgestoßen. Der Saale-Unstrut-Raum 21) jedoch aufgrund der Fossilfunde eine „In- unterlag wiederum periglazialem Klima mit terglazialnatur“ zu. trockeneren und feuchteren Phasen. Auf den Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 181

Hochfl ächen und in den Hanglagen wurden erfolgten überwiegend im Bereich des derzeit Löss, Schwemmlöss und Fließerden sedimen- aktiven Kiesabbaus im SE der Grube und reprä- tiert, die in der Weichsel-Kaltzeit und im Ho- sentieren verschiedene Abbaustände (Abb. 3: lozän partiell durch Bodenbildungen überprägt Profi le 2-8). Ausgangspunkt der Untersuchun- wurden. Die Flüsse haben ihre Niederterrasse gen waren Molluskenfunde in den ca. 200 m aufgeschüttet. Die Niederterrasse der Saale liegt voneinander entfernt liegenden, lithologisch bei Uichteritz ca. 20 m tiefer als die Hauptter- sehr unterschiedlich aufgebauten Profi len 1 rasse und wird von holozänen Auesedimenten und 2. bedeckt. Das rezente Aueniveau befi ndet sich Für die Verbindung der beiden Profi le stand hier in ca. 98 m NN. lediglich Profi l 9 an der südlichen Grubenaus- fahrt zur Verfügung, da die Böschung in diesem Bereich durchgängig stark überrollt war. Die über 10 m mächtige quartäre Schichten- 3 Lithologie in der Kiessandgrube Uichteritz folge umfasst Flussablagerungen, Verschwem- mungsablagerungen, Schmelzwasserbildun- Die Aufschlussdokumentation in der Kiessand- gen, Geschiebemergel, Fließerde, Löss und grube der Fa. H. Antons & Sohn bei Uichteritz Schwemmlöss. Im Mittelpunkt der Betrach- erstreckte sich über den Zeitraum von Januar tung stehen die fl uviatilen Kiese, die sich durch 2001 bis Juni 2003, mit einzelnen Befahrungen aushaltende feinkörnige Zwischenlagen, durch bis zum Juni 2005. Dabei wurde angestrebt, diff erenzierte Verwitterung und mit Einschrän- Lithologie und Lagerungsverhältnisse der kungen auch durch die Geröllzusammensetzung quartären Schichtenfolge im Grubengelände gliedern lassen. Es konnten drei horizontal bis detailgetreu zu erfassen. Die Stoßaufnahmen schwach nach Norden geneigte übereinander

Abb.3: Lagekarte der untersuchten Profi le 1 bis 9 im Südteil der Kiessandgrube Uichteritz (Gauss-Krüger- Koordinaten).

Fig. 3: Location map of investigated profi les number 1 to 9 in the southern part of the gravel and sand pit Uichteritz (German grid coordinates). 182 S M  S W

Abb. 4: Normalprofi l des Quartärs von Uichteritz mit Molluskenfundhorizonten (Legende in Abb. 5b).

Fig. 4: General profi le of the Quaternary sequence of Uichteritz including horizons of molluscs found (legend in fi g. 5b). Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 183 liegende Schotterkörper ausgehalten werden. Basis des Mittleren Schotters angesehen wer- Die Synopse aller Aufschlussaufnahmen ergab den, da vereinzelt noch bis etwa 50 cm darunter das in Abb. 4 dargestellte Normalprofi l. nordische Gerölle gefunden wurden. Direkt über der Steinsohle oder durch gering- mächtigen Kies von ihr getrennt folgen lücken- haft verbreitet 20–40 cm sandiger, schwach 3.1 Profi le 2 bis 8 im Südostteil der Grube toniger Schluff mit Fein- und Mittelkiesen. Die grüngraue fl ießerdeähnliche U n t e r e Unterer Schotter: Die Sedimentfolge beginnt S c h l u f f s c h i c h t ist in der Regel in lang- mit ca. 2 m mächtigem, überwiegend horizon- gestreckte Linsen aufgelöst und geht örtlich in talgeschichtetem, Steine führendem sandigem graubraunen schluffi gen Feinsand über (Profi l Mittel- und Grobkies, teilweise mit Imbrikati- 5). Die Schluff e und Feinsande stellen die tiefs- onsgefüge (Dachziegellagerung). Schrägschich- ten Mollusken-Fundhorizonte im Normalprofi l tung tritt bevorzugt in sandigeren Partien auf. dar (Abb. 4). In den Kiesen wurden nur verein- In Profi l 2 schneiden sich die groben Kiese in zelt Molluskenreste und nicht näher bestimm- fl uviatile mittelsandige Feinsande ein, die eine bare Knochenfragmente gefunden. feinkörnige Fazies des Unteren Schotters dar- Über der Unteren Schluff schicht lagern ca. 2 m stellen. Der Kies ist örtlich durch eine schwach mächtige grobe fl uviatile Kiese, in denen Lagen ausgeprägte Steinsohle aus Sandstein, Quarz mit bis zu 20 cm großen Steinen vorkommen. und Kalkstein untergliedert (Abb. 5a: Profi l 2). Dadurch erscheint der Mittlere Schotter oft grö- In Profi l 5 haben sekundäre Kalzitausscheidun- ber als der Untere und der Obere, und die meist gen dicht über der Buntsandstein-Oberfl äche horizontale Schichtung ist oft nur undeutlich zur Zementation der Gerölle geführt. Wesens- ausgebildet (Abb. 6). Lagenweise ist Imbrika- merkmal und entscheidendes Kriterium für die tionsgefüge erkennbar. Auff ällig sind besonders Abgrenzung gegen die überlagernden Schotter die eckigen und kantengerundeten plattigen ist das Fehlen nordischer Gerölle (Kristallin, Sandsteine, die nur einen kurzen Transportweg Flint). Der meist hellgraue Flussschotter wirkt zurückgelegt haben können und dem Fluss als im Allgemeinen frisch und weist nur in den Hangschutt zugeführt wurden (vgl. S- Profi len 1 und 5 Verwitterungsmerkmale auf  1982). In den steinigen Kiesen kommen (Kalkreduzierung, Verbraunung). Vereinzelte stellenweise feinsandige Schluffl insen vor, die rote bis violette Toneinlagerungen sind auf die meist kryoturbat deformiert sind. Aufarbeitung von Röt-Material zurückzuführen. Der Mittlere Schotter ist in der Regel ver- braunt, doch variiert die Verwitterungsinten- Mittlerer Schotter: Im basalen Bereich des sität erheblich. In Profi l 4 ist lediglich eine Mittleren Schotters tritt eine mehr oder weni- Verbraunung, verbunden mit Kalkreduzierung ger deutlich ausgeprägte S t e i n s o h le mit in der Matrix zu beobachten, an anderen Stellen einzelnen Blöcken bis ca. 40 cm Kantenlänge ist auch ein geringmächtiger, nicht aushaltender in Erscheinung. Örtlich ist der ganze untere Bt-Horizont entwickelt (Profi le 5 und 6). Die Teil des Schotterkörpers stark mit Steinen Kalkstein-Gerölle sind hier restlos ausgemerzt und Blöcken angereichert (Abb. 5a: Profi l 8). (Tab. 1a: Probe Ui/S6). Wo der Schotter direkt Das Grobmaterial enthält nordisches Kristallin von feinkörnigen glaziären Bildungen überla- und Feuerstein, aber auch lokale Komponenten gert wird, treten generell stärkere Eisenoxida- (Quarz, plattigen Sandstein und Kalkstein). tionen auf, die ein fossiles Grundwasserniveau Die Steinsohle kann jedoch nicht generell als anzeigen (Abb. 7). In Profi l 2 ist die Kalkstein- 184 S MS W

Abb. 5a: Profi le 1, 2, 3b, 5, 6, 8 und 9 in der Kiessandgrube Uichteritz (vgl. Abb. 3).

Fig. 5a: Profi les 1, 2, 3b, 5, 6, 8 and 9 in the gravel and sand pit Uichteritz (compare to fi g. 3). Lithologie, Stratigraphie undPaläoökologie desMittelpleistozäns

Abb. 5b: Profi le 3a, 4 und 7 in der Kiessandgrube Uichteritz (vgl. Abb. 3). 185 Fig. 5b: Profi les 3a, 4 and 7 in the gravel and sand pit Uichteritz (compare to fi g. 3). 186 S MS W

Abb. 5c: Korrelation von Profi laufnahmen in der Kiessandgrube Uichteritz.

Fig. 5c: Profi le correlation in the gravel and sand pit Uichteritz. Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 187

Abb. 6: Oberer Schotter mit Bt-Horizont und Manganoxid-Horizont über kryoturbater Schluff schicht (hell, ca. 50 cm über der 2 m-Messlatte), Mittlerem Schotter und Hangendbereich des Unteren Schotters (untere 20 cm); Aufnahme entspricht etwa dem Nordteil von Profi l 6 in Abb. 5a, Kiessandgrube Uichteritz, 23.04.2002, Foto: Wansa.

Fig. 6: Th e Upper Gravel Unit with argillaceous horizon and Mn-oxide horizon above cryoturbatic silt (light, ca. 50 cm above the 2 meter scale marker), the Middle Gravel Unit and the upper part of the Lower Gravel Unit. Th e picture corresponds to the northern part of profi le 6 in fi g. 5a. Gravel and sand pit Uichteritz. 23 April, 2002, photo: Wansa.

Komponente der Gerölle stark reduziert (Tab. erkennbar. Das Material ist teils kalkig, teils 1a: Probe Ui/S3) und viele Kiese haben Eiseno- kalkfrei und trägt, ähnlich wie die Untere xid-Beläge. Die feinkörnigen Schichten darüber Schluff schicht, Fließerdecharakter. In Profi l 2 sind sogar kalkfrei. Wie im Unteren Schotter entwickelt sich aus dem kryoturbaten Schluff treten gelegentlich Toneinlagerungen aus aufge- eine bis 50 cm mächtige Wechsellagerung aus arbeitetem Röt-Material auf. kalkfreiem Sand und Schluff (an der Basis toni- gem Schluff ). Örtlich werden die Schluff e durch Obere Schluff schicht: Zwischen Mittlerem Kies mit schluffi gen Einlagerungen oder einen und Oberem Schotter lagern verbreitet bis Kryoturbationshorizont vertreten (Profi le 5 und 50 cm mächtige Altwassersedimente (Abb. 5a 6). In Profi l 7 ragt eine kleine keilförmige Struk- und b). Die meist kryoturbat deformierten, tur (Eiskeil?) in die unterlagernden Schotter. sandig-tonigen Schluff e mit Kiesen sind durch helle grünlich-graue Reduktionsfarben leicht Oberer Schotter: Der bis 2 m mächtige Obere 188 S M  S W

Tab. 1a: Geröllzählungen aus der Kiessandgrube Uichteritz (Fraktion 6,3 - 20 mm, Korn-%). US - Unterer Schotter, MS - Mittlerer Schotter, OS(u) - Oberer Schotter (umgelagert), gf – Glazifl uviatil.

Tab. 1a: Analyses of fl uvial gravels from the gravel and sand pit Uichteritz (grain size range 6.3 - 20 mm, grain %). US – Lower Gravel Unit, MS – Middle Gravel Unit, OS (u) – Upper Gravel Unit (resorted), gf - glaciofl uvial sediments.

Probennummer Ui/S1 Ui/S2 Ui/S3 Ui/S4 Ui/S5 Ui/S6 Ui/S7 Ui/S8 Ui/S9 Ui/S10 Zuordnung US US MS OS OS MS Osu MS gf US Geröllanzahl 482 403 466 402 471 399 435 535 309 517 Kristallin 0 0 0,9 2,7 3,0 1,3 3,0 1,5 11,7 0,4 Porphyr 13,7 8,2 7,7 10,2 11,3 8,0 7,6 8,2 10,7 8,1 Kalkstein 40,9 61,3 4,1 34,6 33,5 0 34,0 0 21,7 47,8 Feuerstein 0 0 0,4 1,2 1,3 0,5 2,5 0,7 8,7 0 Quarz 14,3 6,0 27,7 24,4 24,2 34,6 20,7 38,5 22,0 12,2 Ton-/Schluffstein 0,2 0 0 0 0,4 0,5 0,2 0,2 0 0 Sandstein 2,1 1,7 1,7 3,0 3,4 4,0 3,0 2,8 2,3 2,1 Quarzit 12,4 8,7 13,5 7,5 5,3 10,0 8,3 15,7 14,9 10,1 Grauwacke 5,0 3,7 13,3 9,0 2,5 12,3 5,3 8,8 1,3 3,3 Kieselschiefer 2,7 3,0 3,0 1,2 2,1 2,0 3,7 3,0 1,6 3,7 Tonschiefer/Phyllit 8,3 7,2 26,6 6,0 12,7 26,8 11,5 20,4 4,9 12,0 Sonstige 0,4 0,2 1,1 0,2 0,2 0 0,2 0,2 0,3 0,4 Summe 100,0 100,0 100,0 100,0 99,9 100,0 100,0 100,0 100,1 100,1 Neubildungen 0 0,5 0,6 0,7 0,4 0 1,4 0,2 4,2 0

Tab. 1b: Geröllzählungen ohne Kalkstein.

Tab. 1b: Gravel analyses without limestone. Probennummer Ui/S1 Ui/S2 Ui/S3 Ui/S4 Ui/S5 Ui/S6 Ui/S7 Ui/S8 Ui/S9 Ui/S10 Zuordnung US US MS OS OS MS Osu MS gf US Geröllanzahl 285 156 447 263 313 399 287 535 242 270 Kristallin 0 0 0,9 4,2 4,5 1,3 4,5 1,5 14,9 0,7 Porphyr 23,2 21,2 8,1 15,6 16,9 8,0 11,5 8,2 13,6 15,6 Feuerstein 0 0 0,4 1,9 1,9 0,5 3,8 0,7 11,2 0 Quarz 24,2 15,4 28,9 37,3 36,4 34,6 31,4 38,5 28,1 23,3 Ton-/Schluffstein 0,4 0 0 0 0,6 0,5 0,3 0,2 0 0 Sandstein 3,5 4,5 1,8 4,6 5,1 4,0 4,5 2,8 2,9 4,1 Quarzit 21,1 22,4 14,1 11,4 8,0 10,0 12,5 15,7 19,0 19,3 Grauwacke 8,4 9,6 13,9 13,7 3,8 12,3 8,0 8,8 1,7 6,3 Kieselschiefer 4,6 7,7 3,1 1,9 3,2 2,0 5,6 3,0 2,1 7,0 Tonschiefer/Phyllit 14,0 18,6 27,7 9,1 19,2 26,8 17,4 20,4 6,2 23,0 Sonstige 0,7 0,6 1,1 0,4 0,3 0 0,3 0,2 0,4 0,7 Summe 100,1 100,0 100,0 100,1 99,9 100,0 99,8 100,0 100,1 100,0 Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 189

Abb. 7: Grundmoräne über Bänderton (am oberen Ende der 3 m-Messlatte) und verbrauntem Mittleren Schotter; Aufnahme entspricht etwa Profi l 5 in Abb. 5a, Kiessandgrube Uichteritz, 11.03.2002, Foto: Wansa.

Fig. 7: Till above warved clay (at the upper end of the scale) and Middle Gravel Unit. Th e picture corre- sponds to profi le 5 in fi g. 5a. Gravel and sand pit Uichteritz. 11 March, 2002, photo: Wansa.

Schotter besteht wie der Mittlere vorwiegend sekundäre Kalkbildung zu beobachten. Im un- aus grobem Kies, enthält aber weniger Steine. teren Bereich des Schotters sind die Kalksteine Auch dieser fl uviatile Schotterkörper ist im All- erhalten geblieben und die meist mit Mangano- gemeinen horizontalgeschichtet (teilweise mit xid-Dendriten oder Eisenoxid überzogenen Ge- Imbrikationslagerung), Schrägschichtungspar- rölle sind z. T. durch Kalzitzement verkrustet. tien treten nur in sandigen Partien auf. In Profi l Dieser fossile Grundwasserhorizont trennt den 7 (Abb. 5b) beginnt der Schotter als kiesiger entkalkten Abschnitt des Oberen Schotters von Sand und weist tendenziell eine inverse Gradie- dem entkalkten oder kalkreduzierten Abschnitt rung auf. In Profi l 6 (Abb. 5a, c) wird der obere des Mittleren Schotters bzw. der feinkörnigen Teil des Oberen Schotters von Bänderton und Zwischenlage. Geschiebemergel gekappt, im benachbarten Auff ällig ist, dass stärkere Manganoxidabsätze Profi l 5 fehlt er völlig. Hier reichte die Erosion bevorzugt im Niveau zwischen der kryoturba- bis in den Mittleren Schotter. ten Schluff schicht und dem hangenden Bt-Ho- Der Obere Schotter ist durch starke Verwitte- rizont in Erscheinung treten, also im unteren rung überprägt (Abb. 6: Profi l 6). Die obersten Teil des Oberen Schotters. 40-70 cm sind entkalkt, weisen Tonhäutchen auf (Abb. 8) und stellen einen Bt-Horizont dar. Fließerde: In der SE-Ecke der Kiessandgrube In Profi l 4 war an Wurzelbahnen gebundene Uichteritz werden die fl uviatilen Kiese von ei- 190 S M  S W

Abb. 8: Sekundäre Tonminerale im Oberen Schotter aus Profi l 4, Probe Ui 2 (Dünnschliff : C. Büchner, LAGB Sachsen-Anhalt, Halle).

Fig. 8: Secondary clay minerals within the Upper Gravel Unit in profi le 4, sample Ui 2 (thin section: C. Büchner, LAGB Sachsen-Anhalt, Halle). Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 191

Abb. 9: Kornverteilungen von Eisstauseebildungen (Ui 9-12), Altwasserablagerungen (Ui 6) und Fließerde (Ui 7) aus der Kiessandgrube Uichteritz.

Fig. 9: Grain size distribution of glaciolimnic sediments (Ui 9-12), oxbow sediments (Ui 6) and fl ow material (Ui 7) in the gravel and sand pit Uichteritz. ner Diskordanzfl äche abgeschnitten (Abb. 5b: Eisstauseebildungen: Über der Fließerde bzw. Profi l 3a), deren Genese nicht eindeutig geklärt über dem Oberen oder Mittleren Schotter la- werden konnte. Möglicherweise handelt es gert feinschichtiger, braungelber, unten z. T. sich um die Flanke einer durch Subrosion von auch hellbrauner B e c k e n s c h l u f f (Abb. Rötsalz verursachten Hohlform, wofür auch die 5a: Profi le 2, 5 und 8, Abb. 5b: Profi l 3a und 7). zur Senke hin abbiegende Schichtung der be- Seine Mächtigkeit beträgt meist nur einige De- nachbarten bzw. abgeschnittenen Kiese spricht. zimeter bis 1 m, im W von Profi l 8 fast 2 m. Die Hohlform hat an der Aufschlusswand eine Die Proben Ui 9 und Ui 10 haben ähnliche Ausdehnung von ca. 10 m. Sie ist zum großen Kornverteilungen mit einem starken Maximum Teil durch hellbraunen, stark kalkigen, tonig- in der Grobschluff fraktion (55,2 bzw. 60,9 %, sandigen Schluff mit gehäuft auftretenden Abb. 9). Der Feinsandanteil resultiert vor allem Kalk-Pseudomyzelen und Kalkkonkretionen aus vielen nicht aushaltenden, bis 1 cm mächti- gefüllt. Das unsortierte, schwach geschichtete gen, welligen Lagen und Linsen. Der Kalkgehalt Material stellt eine Fließerde dar (Probe Ui 7) liegt bei 6-8 %. An der Basis wurden vereinzelt und erreicht über 2 m Mächtigkeit (Abb. 5b: Fein- und Mittelkiese beobachtet, örtlich auch Profi l 3a). Im oberen Teil sind zunehmend eine stärkere Aufarbeitung des liegenden Schot- Mittel- und Grobkieslagen und -linsen mit ters. Aus diesem vermischten Material wurden max. 40 cm Mächtigkeit enthalten. Diese in Profi l 5 (Abb. 5a) Molluskenschalen gebor- durch Kalkzement verbackenen Kiese stammen gen, ebenso aus dem hangenden, hier blaugrau vermutlich aus dem Oberen Schotter (Tab. 1: gefärbten Schluff (Kap. 6.3). Probe Ui/S7). Die Sedimentation erfolgte wohl in einem 192 S M  S W

fl achen Becken vor dem Eisrand. Nach der kiesiger Sand in Erscheinung. Die Geröllzu- Kornverteilung und der Farbe ist damit zu sammensetzung unterscheidet sich durch den rechnen, dass der glazilimnische Schluff z. T. hohen Gehalt an Nordischem Kristallin und aus der Umlagerung von Löss hervorgegangen Feuerstein wesentlich von den übrigen Geröll- ist. Möglicherweise ist auch eine äolische Kom- proben, so dass die Interpretation als glazifl u- ponente enthalten. In Profi l 7, das vermutlich viatiles Vorschüttsediment gesichert ist (Tab. 1: näher am Beckenrand liegt, bauen sich die Probe Ui/S9). äquivalenten Sedimente aus einer markanten Profi l 7 zeigt zwei Eiskeilpseudomorphosen. Wechsellagerung von schwach tonigem Schluff Die größere wird etwa 3 m tief und hat eine und Feinsand mit vereinzelten Fein- und Mit- Schulterbreite von ca. 0,5 m. Die Keilstruktu- telkiesen auf. ren setzen in den glazifl uviatilen Kiessanden Der Beckenschluff wird im Hangenden kon- an, durchschlagen den liegenden Beckenschluff kordant, aber meist mit deutlicher Grenze und ragen bis in die fl uviatilen Schotter. Es sind durch einen typischen W a r v i t abgelöst. die einzigen in Uichteritz beobachteten Eiskeile Die Kornsummenkurve der Mischprobe Ui 11 und auch die einzigen Beweise für wiederholte dieser bis 23 cm mächtigen, kalkigen Wech- starke Temperaturabsenkungen während der sellagerung aus hellem graugelbem Schluff Schotterakkumulation. und dunklem braungrauem schluffi gem Ton zeigt einen bimodalen Verlauf mit Maxima in Grundmoräne: Das Vorkommen der bis 3 m der Ton- und der Mittel-/Grobschluff fraktion mächtigen Grundmoräne ist wie das der lie- (Abb. 9). Die Lagenmächtigkeiten betragen genden Stauseebildungen an eine fl ache erosive im Mittel 1-1,5 cm (helle Lagen) bzw. 0,5 cm Eintiefung im Schotter gebunden. Ihre Ausdeh- (dunkle Lagen) und nehmen nach oben zu, was nung ist deshalb auf den E- und SE-Bereich der den Warvit als Vorstoßbänderton ausweist. Die Kiessandgrube begrenzt, bereits an der südli- gröberen Lagen sind intern geschichtet. Der chen Ausfahrt (Abb. 5a, c: Profi l 9) ist sie nicht Bänderton besteht aus max. 9 deutlich ausge- mehr vorhanden. bildeten Warven, von denen die oberen stellen- Die Grundmoräne besteht aus einem braunen, weise Deformationen aufweisen. stark klüftigen Geschiebemergel. Nach der Am Rand des Eisstaussees dünnt der Bänderton Kornverteilung handelt es sich um sandigen, aus und wird zunehmend von Beckenschluff schwach tonigen Schluff mit vielen kleinen Ge- vertreten. Oft sind zwischen Bänderton und schieben (Fein- und Mittelkiese). Die Kornver- überlagerndem Geschiebemergel noch bis 1 m teilung entspricht der der oben beschriebenen kalkhaltiger Beckenschluff in deformierter La- Fließerde (Abb. 9: Probe Ui 7) und unterschei- gerung eingeschaltet, der dem Geschiebemergel det sich von der des liegenden lössähnlichen farblich sehr ähnlich ist (Abb. 5a: Profi le 3b Beckenschluff s nur durch ein geringer ausge- und 5, Abb. 9: Probe Ui 12, Abb. 10). Dieser prägtes Grobschluff -Maximum. Wo Geschiebe- Beckenschluff enthält lokal hellgrünlich-graue mergel direkt über Beckenschluff lagert, ist die und blaugraue Sand-Einlagerungen, die sich Grenze meist undeutlich ausgebildet und nicht durch gehäuft auftretende Molluskenschalen überall eindeutig fassbar, denn beide Sedimente auszeichnen (Kap. 6.3). haben auch sehr ähnliche Farben und der Ge- schiebemergel führt nur vereinzelt größere Ge- Schmelzwassersand: Nur in Profi l 7 (Abb. 5b) schiebe. An der Basis ist örtlich Liegendmaterial tritt zwischen Beckenschluff und Geschiebe- (Sand, Kies, Beckenschluff , Bänderton) glazi- mergel ca. 1 m mächtiger, schräggeschichteter, tektonisch deformiert und in die Grundmoräne Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 193 eingeschert worden (Abb. 10). Erhaltung von leicht zerstörbaren Faunen- Der Kalkgehalt der Matrix beträgt ca. 10 %. Überresten in den Grundmoränen damit, „daß Örtlich ist der Geschiebemergel von Kalkpseu- die Zertrümmerungs- und Zerreibungsprozesse domyzelen durchsetzt und enthält zahlreiche nicht überall gleichartig wirksam waren. ... Die Kalkkonkretionen. Die oberen 30-50 cm sind gute Erhaltung organischer Reste kann man humifi ziert (Ap-Horizont) und werden im Lie- lediglich bei relativ kurzem Transportweg be- genden von einer Steinsohle begrenzt. obachten. ... Dies wird durch Beobachtungen Der Geschiebemergel führt in der Matrix, ört- in Grönland bestätigt, wo im mächtigen mo- lich auch in Form von Lagen und Linsen viel ränenhaltigen Eis quartäre Meeresmollusken Lokalmaterial, u. a. Beckenschluff . Im oberen bei teilweise sehr guter Erhaltung sowie völlig Moränenteil sind mitunter langgestreckte unbeschädigte Blätter der Zwergbirke usw. ge- Sandlinsen oder eckige Sandstein-Blöcke zu funden wurden.“ beobachten. Auf dem kurzen Transportweg im Gletscher wurde die Sedimentfracht off enbar kaum mechanisch beansprucht. Dies bele- gen auch die in der gesamten Grundmoräne verteilten Funde von gut erhaltenen Mollus- kenschalen. L (1978: 172) erklärt die

Abb. 10: Bänderton (oberer Teil glazitektonisch deformiert) und Beckenschluff an der Basis der Saale-Grundmoräne, Kiessandgrube Uichteritz, 22.03.2003, Foto: Wansa.

Fig 10: Warved clay upper part glaciotectonically deformed) and silt at the base of the Saalian till. Gravel and sand pit Uichteritz. 22 March, 2003, photo: Wansa. 194 S M  S W

3.2 Profil 9 an der südlichen Ausfahrt 3.3 Profil 1 im Südwestteil der Grube

Die Aufnahme von Profi l 9 an der südlichen Das Profi l 1 befi ndet sich in einem aufl ässigen Grubenausfahrt (Abb. 5a, c) erfolgte mit dem Bereich im SW der Kiessandgrube (Abb. 3 und Ziel, eine Korrelation der Profi le 2-8 mit Profi l 5a, c). Die ca. 10 m mächtige Schichtenfolge 1 zu ermöglichen. Profi l 9 beginnt mit dem beginnt im Liegenden mit 3 m entkalkten, hellgrauen Unteren Schotter, der nur etwa rostfarbenen, oben rötlich-braunen Kiesen, die 30 cm über die Grubensohle ragt. Die im süd- ganz wenig nordisches Material führen (Probe östlichen Grubengelände verbreitete Steinsohle Ui 3) und dem Mittleren Schotter zuzuordnen bildet hier die markante Grenze zum fast 2 m sind. An der Basis sind bis 10 cm große platti- mächtigen, groben kiesig-steinigen Mittleren ge Kalksteine enthalten (Probe Ui 4), die aus Schotter. In dessen unterem Teil fällt eine Linse einer Bankzone des Unteren Muschelkalkes aus ockerfarbenem und olivgrauem schluffi gem der näheren Umgebung stammen dürften. Die Feinsand auf. Der Schotter ist durchgehend oberen 50 cm des Schotters sind mit sandigen verbraunt und im oberen Abschnitt entkalkt. Schluffl agen durchsetzt und als Bt-Horizont Ein dünner Manganoxid-Horizont grenzt den ausgebildet. Im Hangenden folgen Altarm- Kies gegen kalkfreien hellgraugelbem Sand ab, sedimente, die mit einer 75 cm mächtigen der zu einer überwiegend feinkörnigen kalkar- Wechsellagerung aus Schluff und Sandlagen men Wechsellagerung von sandigen Schluff en (und –schlieren) beginnen. Sie ist kalkfrei und und schluffi gen Sanden überleitet. Bei diesen zeichnet sich durch violette und rötlich-braune 2,3 m mächtigen Sanden und Schluff en han- Farbtöne aus. Mit deutlicher, oft „zerkneteter“ delt sich um Altwassersedimente, die mit der Grenze lagern darüber 15-30 cm graublauer bis Oberen Schluff schicht im Südosten der Grube grünlich-grauer, kalkiger, stark toniger Schluff korrelieren. Sie werden von fast 2 m schwach (Abb. 9: Probe Ui 6), der einen markanten Mol- kalkigem, hellgraugelbem kiesigem Sand über- lusken-Fundhorizont bildet und kleine Kalk- lagert, der sich im unteren Teil durch Mangan- konkretionen enthält. Die Altwassersedimente oxid-Absätze hervorhebt und feinsandig-tonige enden mit 30 cm dunklem laminiertem Ton Schluffl agen enthält. Dieser Profi labschnitt bil- und Schluff . Sie werden von fast 3 m mächtigen det den Verzahnungsbereich zwischen Oberem Verschwemmungssedimenten bedeckt, die sich Schotter und Verschwemmungsablagerungen im unteren Teil aus hellbraunem schluffi gem (Abb. 5c). Im Hangenden folgt der ca. 1,5 m Sand mit Schluff bändern aufbauen und im mächtige Obere Schotter, der hier feinkörniger oberen Teil aus kalkigem, schwach schluffi gem, ausgebildet ist als in den in Kap. 3.1 beschriebe- schwach mittelsandigem Feinsand mit Schluff -, nen Profi len, so dass seine Liegendgrenze nicht untergeordnet auch Kieslagen. Dazwischen fällt exakt ermittelt werden kann. Er besteht aus eine durch Manganoxid schwarz gefärbte 15 cm stark kalkigem, hellgelbgrauem, stark sandigem mächtige Feinkies-Schicht auf. Die Verschwem- Kies. 1 m graugelber, oben humifi zierter Löss mungsablagerungen sind horizontalgeschichtet schließt das Profi l ab. Er enthält vereinzelt Mol- und führen ganz vereinzelt Reste von Mollus- luskenschalen und an der Basis eine Gerölllage. kenschalen. Über einem dünnen Kiesband folgt im Hangenden 1,4 m mächtiger hellbrauner Schwemmlöss mit Feinsandlagen. Den Pro- fi labschluss bildet 1,2 m graugelber äolischer Löss (obere 40 cm Ap-Horizont, braungrau), der durch eine 10-15 cm mächtige Lage mit Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 195 angereicherten Mittelkiesen von dem unterla- mächtigen Schwemmlöss und Löss, im Osten gernden Schwemmlöss getrennt ist. durch Fließerde, Eisstauseebildungen und eine Grundmoräne.

4 Profi lkorrelation und Lagerungsverhältnisse 5 Stratigraphie

Die in der Kiessandgrube Uichteritz aufgenom- Die stratigraphische Einordnung der quartären menen Profi le sind nicht einheitlich aufgebaut, Bildungen von Uichteritz erfolgt auf der Basis lassen sich aber aufgrund lithologischer Par- der Aufschlussdokumentationen sowie von Ge- allelen gut miteinander verbinden. An der in röll- und Geschiebeanalysen und berücksichtigt Abbildung 5c 10fach überhöht wiedergegebe- den bisherigen Kenntnisstand (Kap. 2). nen Südböschung verläuft die Grenze zwischen Bereits die Kartierer der Königlich Preußischen Unterem und Mittlerem Schotter in der Regel Geologischen Landesanstalt nutzten die Ge- niveaubeständig im Bereich der Steinsohle oder röllzusammensetzung der Schotterterrassen für bis ca. 0,5 m darunter. Zwischen dem Mittlerem Aussagen zum Einzugsgebiet der Flüsse und zur Schotter und dem Löss bzw. Schwemmlöss tre- fl uviatilen Dynamik. Während sie sich in der ten mit nach Westen zunehmender Mächtigkeit Regel auf halbquantitative Einschätzungen be- feinkörnige Bildungen auf. Ihr unterer, schluf- schränkten und die Aussagekraft von Kieszäh- fi g-toniger Teil ist bei Profi l 1 an eine fl ache, ca. lungen in Frage stellten (S  W 50-80 m breite Rinne gebunden und kann mit 1911), ist in der Mitte des vorigen Jahrhunderts feinkörnigen Sedimenten in gleichem Niveau eine Vielzahl von Kieszählungen durchgeführt (Obere Schluff schicht) in den Profi len 2, 4, 7 und statistisch ausgewertet worden. Danach und 9 korreliert werden. Sie stellen typische Ab- führen die Saaleschotter bei Weißenfels neben lagerungen in Altwasserbereichen dar. Der obe- den Hauptkomponenten Quarz, Muschelkalk re, sandige Teil wurde vermutlich überwiegend und Schiefergebirgsmaterial (Quarzit, Grau- durch lateralen Eintrag schwemmfächerartig wacke, Tonschiefer/Phyllit, Kieselschiefer) auch akkumuliert. Möglicherweise handelt es sich höhere Anteile an Porphyr aus dem Th üringer um umgelagerte Schmelzwassersedimente, die Wald, die von Ilm und Unstrut (über den sich im Randbereich des Oberen Schotters mit Zufl uss des Gera-Systems) eingetragen werden diesem verzahnen. An der Basis markiert eine (S 1962, E 1964, 1975). Die Kieslage die Erosion der Altwassersedimente. Kalkstein-Komponente weist vor allem infolge Insgesamt weisen die Schotterkörper eine fl ach von Verwitterung stark schwankende Werte auf nach N geneigte Lagerung auf, die mit der und hat deshalb für vergleichende Betrachtun- vermuteten paläogeographischen Position an gen nur eingeschränkte Relevanz. der südlichen Talfl anke korrespondiert. Die angrenzenden Hochlagen wurden wahrschein- lich von elsterglaziären Sedimenten gebildet. Lagerungsstörungen aufgrund der Subrosion 5.1 Präquartär bis frühe Elster-Kaltzeit von Rötsalinar sind nicht belegt, können aber kleinräumig vermutet werden (Kap. 3.1). Die quartäre Schichtenfolge beginnt mit dem Die Flussablagerungen werden durch jüngere Unteren Schotter, der im Aufschluss etwa im Sedimente abgeschnitten, im Westen durch Niveau von 124-126 m NN anzutreff en ist. 196 S M  S W

Die Geröllzusammensetzung des Schotterkör- phyr- und der höhere Quarz-Gehalt hilfreich. pers (Tab. 1) zeigt eine starke Dominanz von Da die Saale ihre Porphyr-Gerölle teils über das Muschelkalk sowie von Grundgebirgsmaterial Gera-System und die Unstrut, teils über die aus dem Th üringischen Schiefergebirge und Ilm bezieht, ließe sich die Verringerung auf die dem Harz. Reichlich vertreten sind auch Por- partielle Neuformierung der Flussläufe nach der phyr, vor allem aus dem Th üringer Wald (blaß- elsterkaltzeitlichen Talverschüttung zurückfüh- violett, einsprenglingsarm, z. T. ignimbritisch), ren (vgl. Kap. 2). Die Saale nutzte wie vor der und Quarz. Probe Ui/S10 enthält ganz wenig Elster-Vergletscherung das Markröhlitzer Tal, Gneis, der vom Kyff häuser stammen könnte. die Unstrut war aber vielleicht bereits von ihr Auch weiter oberhalb ist Kyff häuser-Kristal- abgeschnitten, so dass die Porphyrkomponente lin in Unstrutschottern nur spärlich vertreten durch den Ilm-Eintrag zu erklären wäre. Für (S 1998). Nordisches Kristallin zuverlässige Aussagen zur Flussgeschichte ist die und Feuerstein fehlen, so dass der Schotter älter Anzahl der vorliegenden Geröllzählungen aber als die erste Elster-Vergletscherung ist. Nach der zu gering. Höhenlage und der Geröllzusammensetzung Die heterogene Verwitterung des Mittleren handelt es sich um die Frühelsterterrasse der Schotters wurde nicht allein durch einen fossi- mit Ilm und Unstrut vereinigten Saale (vgl. E- len Grundwasserstand verursacht, sondern trägt  , , R  W ). auch eine klimatische Komponente, d. h. sie bezeugt übereinstimmend mit den malakologi- schen Befunden eine wärmere Phase während der Schotterakkumulation. 5.2 Elster-Kaltzeit bis Holstein-Warmzeit Die Abgrenzung gegen den Oberen Schotter (128-133,5 m NN) ergibt sich aus der litholo- Die Steinsohle mit reichlich nordischem Mate- gischen Abfolge, dem Verwitterungsprofi l und rial im basalen Bereich des Mittleren Schotters mit Einschränkungen auch durch die Geröll- stellt das Erosionsrelikt elsterglaziärer Ablage- verteilung. Aufgrund verstärkter Aufarbeitung rungen dar und die nordische Komponente im elsterglaziärer Sedimente ist ein etwas höherer Geröllbestand des Mittleren Schotters (125- Anteil an nordischem Material zu verzeichnen, 128 m NN) belegt, dass dieser frühestens nach und der etwas erhöhte Porphyrgehalt resultiert der ersten Elster-Vergletscherung abgelagert aus der stärkeren Zufuhr von Ilm-Material. wurde. Off ensichtlich ging der Akkumulation Am Rande sei darauf hingewiesen, dass der des Mittleren Schotters eine kräftige glazifl uvi- Vergleich zwischen den Geröllzusammenset- atile und/oder fl uviatile Erosionsphase voraus, zungen der Uichteritzer Schotter und der Saale- die zur Ausräumung der elsterglaziären Sedi- Hauptterrasse (E , S mente geführt hat und bis in das Niveau der 1976) keine Bestätigung für den seit S  Frühelsterterrasse reichte. Alle Zählproben des W (1911) wiederholt beschriebenen Mittleren Schotters sind durch Kalkreduzie- größeren nordischen Geröllanteil in den höher rung bzw. -ausmerzung gekennzeichnet (Tab. gelegenen Schottern liefert. Wir halten sie des- 1a: Proben Ui/S3, Ui/S6 und Ui/S8), so dass halb für rein fl uviatile Bildungen. für Vergleiche der Geröllzusammensetzungen Die Altwasserbildungen, die schwache Diskor- Tab. 1b (ohne Kalkstein) herangezogen werden danz zwischen Oberem und Mittlerem Schotter sollte. Für die Abgrenzung des Mittleren Schot- und die Verzahnung mit Verschwemmungsab- ters gegen den Unteren sind neben dem Auftre- lagerungen an der Talfl anke geben Auskunft ten nordischer Gerölle auch der geringere Por- über die Flussdynamik. Sie ist off enbar durch Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 197 lateral wechselnde Akkumulations- und Ero- allerdings bis heute kontrovers diskutiert (L- sionsbereiche mit veränderlichen Fließrinnen  1922, E 1994, K 1995, und die Bildung von Stillwasserbereichen ge- M  P 2000, Mania 1973, M  kennzeichnet. M 2001 u. a.). Mittlerer und Oberer Schotter entsprechen der Nach den Molluskenbefunden (Kap. 6) fand „höheren interglazialen Terrasse der Saale“ nach die Schotterakkumulation unter interstadialen S  W (1911) bzw. der „höhe- Klimabedingungen statt, die vermutlich auch ren mittelpleistozänen Terrasse“ von S die diff erenzierte Verwitterung des Mittleren (1962). Die Kiessandgrube der Fa. Antons & Schotters verursacht haben. Sohn ist somit der erste Aufschluss, in dem die Belege für wärmere Klimaabschnitte im Spä- Frühelsterterrasse und die höhere mittelpleis- telster sind aus dem Raum Helmstedt bekannt tozäne Terrasse in Superposition beobachtet (U et al. 1988, 1991), konnten aber im wurden. Saale-Elbe-Gebiet bisher nicht beigebracht Allein aus dem Uichteritzer Aufschluss kann je- werden. doch nicht mit Gewissheit entschieden werden, ob Mittlerer und Oberer Schotter intraelster- kaltzeitlich oder in der späten Elster-Kaltzeit akkumuliert wurden. Eine Konnektierung mit 5.3 Saale-Komplex bis Weichsel-Kaltzeit den von R  W (1964) im Niveau von ca. 140 m NN bei Pödelist zwischen zwei Zwischen der Akkumulation des Oberen Schot- Elster-Grundmoränen beschriebenen Sanden ters und der Fließerde bzw. der glazilimnischen mit einzelnen Kieslagen ist unwahrscheinlich. Vorschüttbildungen ist mit einer größeren Da sich keinerlei Hinweise auf eine Elstereis- Schichtlücke zu rechnen, die den Zeitraum Überfahrung fi nden und in der Umgebung von der Holstein-Warmzeit bis zum Vorstoß weder grobe Flussschotter noch Verwitterungs- des Saale-Inlandeises nach Mitteldeutschland bildungen in die Zeit zwischen den Elster-Ver- umfasst. gletscherungen datiert worden sind, halten wir Die im südöstlichen Aufschlussbereich anste- eine spätelsterkaltzeitliche Entstehung für plau- hende Grundmoräne muss wegen der Unter- sibeler. Schließlich kann auch ein frühsaalezeit- lagerung durch Flussschotter mit nordischem liches Alter nicht gänzlich ausgeschlossen wer- Material jünger sein als die erste Elster-Ver- den. Dagegen sprechen allerdings sowohl das gletscherung. Eine Zuordnung zum 2. Elster- gegenüber der Hauptterrasse um 10-15 m hö- Eisvorstoß ist wegen der Verwitterungsprofi le here Niveau als auch die Verwitterungsbildun- auf den Schottern eher unwahrscheinlich. Der gen. Gestützt wird die spätelsterzeitliche Zu- obere Geschiebemergel in der Bohrung Pöde- ordnung auch von paläontologischen Indizien, list (2. Elster-Grundmoräne) weist zudem eine durch das Fehlen der Flussbewohner Th eodoxus signifi kant abweichende Geschiebezusammen- serratiliniformis G 1914 oder Corbicula sp. setzung mit höheren Kristallin- und geringeren (C. fl uminalis auct. non O. F. M 1774), Porphyr-Anteilen auf (vgl. R  W welche wahrscheinlich für Schotterbildungen 1964). Auch der Habitus und die Geschiebe- des Holsteins (Th .serratiliniformis ) und einer zusammensetzung der Oberen Elster-Grund- Frühsaale-Wärmeschwankung (Corbicula sp.) moräne in der Leipziger Tiefl andsbucht (vgl. Leitcharakter besitzen und im mitteldeutschen E 1975) sind von der in Uichteritz Raum weit verbreitet sind. Die genaue stratigra- anstehenden völlig verschieden. Die moderaten phische Positionierung dieser Vorkommen wird Kristallin-Werte, geringen Anteile an Paläozoi- 198 S M  S W

Tab. 2: Kleingeschiebezählungen aus der Kiessand- anzusehen sind. Diff erenzen fallen besonders grube Uichteritz (Fraktion 4 - 10 mm, Korn-%). bei den Quarz-Gehalten auf, lassen sich aber qsZ - Saale-Grundmoräne (Zeitzer Phase). auf die unterschiedlichen Zählfraktionen zu- rückführen (Tab. 1: Probe Ui/S9, Tab. 2). Tab. 2: Gravel analyses of till from the gravel and Die mit Fließerde gefüllte Hohlform in der sand pit Uichteritz (grain size range 4 – 10 mm, Südostecke der Kiessandgrube ist im Zeitraum grain %). qsZ – Saalian till (Zeitz phase). zwischen der Verwitterung des Oberen Schot- ters und der Ablagerung der Beckenschluff e vor Bemerkungen: Kein Dolomit, kein Kreidekalk, vie- dem Saale-Eisrand entstanden, also vermutlich le Neubildungen (Kalk- und Kalk-/Eisenhydroxid- im unteren Teil des Saale-Komplexes. Krusten), einheim. Porphyre eckig, z. T. gebleicht, Der Zeitraum vom Abschmelzen des ersten Trennung Paläoz. Kalkstein/Muschelkalk z. T. Saale-Inlandeises bis zur Eem-Warmzeit ist bei unsicher. Uichteritz nicht durch Ablagerungen belegt. Probennummer Ui/G1 Ui/G2 Die jüngsten, diskordant über den älteren Stratigraphie qsZ qsZ Bildungen lagernden Sedimente sind ver- Geschiebeanzahl 923 488 schwemmter und äolischer Löss aus der Weich- Nord. Kristallin 14,6 13,7 sel-Kaltzeit. Paläoz. Kalkstein 9,5 10,5 Dolomit 0 0 Feuerstein, frisch 3,1 3,1 Feuerstein, abgerollt, 3 1,2 verwittert 6 Paläoökologie Sandstein/Quarzit 11,1 14,1 Quarz 35,8 36,3 Quartäre terrestrische und limnische Mollusken einheim. Porphyr 13,7 14,3 Muschelkalk 4,6 3,7 (Mollusca: Gastropoda, Bivalvia) sind geeignete Kieselschiefer 2,2 1,4 Werkzeuge für paläoökologische Untersuchun- Schluff-/Tonstein 0,4 0,4 gen. Die Mollusken haben sich im Zeitraum Konglomerat 0 0,2 des Quartärs nur wenig verändert. Fast alle Grauwacke 0,3 0 Tonschiefer/Phyllit 1,7 1 im Quartär nachgewiesenen Arten existieren Summe 100 99,9 noch heute. Daraus ergibt sich die Möglichkeit, Kohleton 0,2 0 mit Hilfe aktualistischer Vergleiche der öko- Neubildungen 7,7 ca. 60 logischen Ansprüche von rezenten Mollusken wichtige Rückschlüsse auf die Umwelt- und schem Kalkstein und die hohen Quarz-Gehalte Klimaverhältnisse des Quartärs zu gewinnen. (Tab. 2) sprechen dafür, den Geschiebemergel Einige Arten besitzen zudem eine stratigraphi- von Uichteritz als Bildung des ersten Saale- sche Bedeutung (z. B. L 1964, M Inlandeisvorstoßes (Zeitzer Phase) aufzufassen. 1973). An seiner Basis befi nden sich der Böhlen- In den spätelster- (?), saale- und weichselkalt- Lochauer Bänderton und Beckenschluff e (vgl. zeitlichen Sedimentfolgen sind 10 mollusken- E 1975). führende Horizonte ausgehalten worden (Abb. Die Geröllzusammensetzung des kiesigen 4: Proben Ui/M1-10), aus denen insgesamt Schmelzwassersandes im Liegenden entspricht über 100 Liter Sediment entnommen und nach im Wesentlichen der Kieszusammensetzung den üblichen Methoden zur Gewinnung von der Grundmoräne, so dass die Sedimente als Molluskenschalen (z. B. nach L 1964) Vorschüttsande des ersten Saale-Eisvorstoßes durch Schlämmen, Sieben und Auslesen bear- Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 199 beitet wurden. Im Ergebnis konnten insgesamt 15 % der Arten und ca. 41 % der Individuen ca. 50 Arten und mind. 11 730 Individuen ge- aus Fließgewässerarten, die vermutlich direkt in wonnen werden. Geborgen wurden auch einige der Saale lebten. Bezeichnende Elemente sind Wirbeltierreste, die jedoch stark unterrepräsen- die Napfschnecke Ancylus fl uviatilis, die Klein- tiert und schlecht erhalten sind. muscheln Pisidium supinum, Pisidium moitessie- rianum, Pisidium cf. amnicum sowie die Fluss- muschel Unio crassus. Von den Kleinmuscheln ist Pisidium supinum am strengsten an größere 6.1 Spätelster (?) von Uichteritz Flüsse gebunden. Unio crassus konnte, wenn auch nur in sehr schlechter Schalenerhaltung, 6.1.1 Mollusken (Gastropoda, Bivalvia) mit doppelklappigen Exemplaren in Lebend- stellung belegt werden. Planorbarius corneus, Der Untere und der Obere Schotter lieferten Bithynia sp. oder Radix cf. balthica (ehemals bisher keine Molluskenreste und in den Ver- Radix ovata) bevorzugen stille und langsam schwemmungsablagerungen treten nur spora- fl ießende Gewässer und besiedelten möglicher- disch Relikte auf. Dagegen fanden sich in dem weise die beruhigteren Strombuchten. Valvata Mittleren Schotter sowie in Stillwassersedimen- macrostoma, Anisus leucostoma, Gyraulus crista ten (in vergleichbarer stratigraphischer Positi- und Gyraulus acronicus sind dagegen stärker an on) Anhäufungen von Molluskenresten. Stillgewässer gebunden. Vermutlich lebten sie in kleineren Gewässern, z. B. in Altarmberei- Mittlerer Schotter: Der wahrscheinlich spätels- chen innerhalb der ehemaligen Saaleaue. terzeitliche Schotter ist unregelmäßig verwittert Von Bithynia sp. fehlen vollständige Gehäuse und z. T. kalkfrei (Kap. 3). Mollusken sind des- im Fossilbericht. Neben einigen Apexfragmen- halb nur in den weniger überprägten Bereichen ten sind überwiegend Deckel erhalten. Im Ver- erhalten, z. T. in Sandlinsen oder auch direkt in gleich zu Bithynia tentaculata (L 1758) gröberen mit Schluff angereicherten Schottern sind die Deckel von Uichteritz an der Oberkan- (Abb. 5a: Profi l 5: Ui/M1, Profi l 2: Ui/M2, Pro- te viel stärker abgerundet gewinkelt. Die De- fi l 8: Ui/M3). Insgesamt ist der Mittlere Schot- ckel von Bithynia leachii (S 1823) sind ter verhältnismäßig arm an Molluskenresten. dagegen an der Oberkante stark gerundet und Bekannt ist deshalb nur ein schmaler Ausschnitt max. nur sehr undeutlich gewinkelt. Die Ge- der Gesamtfauna. Geborgen wurden insgesamt samtform der Uichteritzer Exemplare ist zudem ca. 35 Arten und mind. 245 Individuen. Auf- stark schüsselförmig. Die Deckel von Bithynia fällig hoch ist die Artenzahl im Verhältnis zur tentaculata sind hingegen in etwa an ihrer geringen Individuendichte. Dies verdeutlicht Längsachse aufgebogen und wirken leicht ver- den allochthonen Charakter der vorgefundenen dreht. Im Vergleich zur Uichteritzer Form be- Taphozönose. Die Schalenreste sind überwie- sitzen Parafossarulus crassitesta (B 1885) gend schlecht erhalten, was aufgrund der Trans- und Bithynia troschelii (P 1842) sehr portdynamik in Flüssen typisch ist. ähnlich ausgebildete Deckel (vgl. G- Am ergiebigsten war eine Sandlinse direkt über  et al. 1998: Abb. 140-163, S. 96 und 100). der nordischen Steinsohle (Profi l 5: Ui/M1) im Parafossarulus crassitesta wird immer wieder aus basalen Teil des Schotters. 10 Liter Sediment dem Alt- und Mittelpleistozän beschrieben, z. lieferten ca. 27 Arten und mind. 206 Indivi- B. von Wendelstein in Sachsen-Anhalt (W duen. 1901a, M 1973), aus der Paludinenbank Die Fauna des Mittleren Schotters besteht zu ca. von Berlin (S , H 1930) oder 200 S M  S W

Tafel 1: Abb. 1: Gyraulus acronicus; Uichteritz, Hauptfundschicht (Profi l 1, Ui/M4). Abb. 2: Ena montana, Gehäusefragment; Uichteritz, Mittlerer Schotter (Profi l 5, Ui/M1). Abb. 3 a-c: Valvata macrostoma; Uichteritz, Hauptfundschicht (Profi l 1, Ui/M4). Abb. 4 a-b: Monachoides incarnatus, Gehäusefragment; Uichteritz, Mittlerer Schotter (Profi l 5, Ui/M1): a - Gesamtansicht, b - Ausschnitt Schalenskulptur. Maßstabsbalken: jeweils 1 mm Fotos: Meng

Plate 1: Fig. 1 a-b: Gyraulus acronicus; Uichteritz, main layer for fi nds (profi le 1, Ui/M4). Fig. 2: Ena montana, shell fragment; Uichteritz, Middle Gravel Unit (profi le 5, Ui/M1). Fig. 3 a-c: Valvata macrostoma; Uichteritz, main layer for fi nds (profi le 1, Ui/M4). Fig. 4 a-b: Monachoides incarnatus, shell fragment; Uichteritz, Middle Gravel Unit (profi le 5, Ui/M1): a – complete view, b – detail of the shell sculpture. scalebar: 1 mm photos: Meng Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 201 aus den Mosbacher Sanden bei Wiesbaden in winzigen, dicht aufgereihten, fast rautenförmi- Hessen (G 1970). Bithynia troschelii, re- gen Knötchen auf der Schalenoberfl äche sicher zent im Wesentlichen osteuropäisch verbreitet, zuordenbar (Taf. 1, Fig. 4). betrachtet G (2002 a, b) als östliche Rasse Eine breite ökologische Amplitude, von Wald bzw. Unterart von Bithynia leachii. bis Off enland und von mesophil bis schwach Bemerkenswert hoch ist in der Fauna der An- hygrophil, besitzen Trichia cf. hispida und teil an gehölzliebenden Arten (ca. 29 % der Cochlicopa lubrica. Stärker hygrophile Habitate Arten und ca. 13 % der Individuen) mit Ena bevorzugen dagegen Vertigo antivertigo, Vitrea montana, Clausilia pumila, Perforatella biden- crystallina und Vallonia pulchella. Komponen- tata, Discus ruderatus, Monachoides incarnatus, ten des Off enlandes, hauptsächlich mesophiler Fruticicola fruticum, Eucobresia diaphana und Standorte, sind Vertigo pygmaea und Vallonia Carychium tridentatum u. a. Diese Gesellschaft costata. Besonders häufi g ist Vallonia costata. verdeutlicht, dass wenigstens in der ehemali- Von den terrestrischen Schnecken bildet die Art gen Saaleaue ausgedehntere Gehölzstruktu- über 40 % der Gesamtindividuendichte. Zu ren vorhanden waren. Typische Vertreter der bemerken ist allerdings, dass ihre kleinen fest- feuchteren Auenwälder sind beispielsweise die schaligen Gehäuse ausgezeichnet für den un- mittel- und osteuropäisch verbreiteten Arten beschadeten Transport im Wasser geeignet sind Perforatella bidentata und Clausilia pumila. und deshalb Flussgeniste schneller dominieren Anspruchsvollere Waldelemente sind Ena können als andere Arten. Ausgesprochene Step- montana, mitteleuropäisch-alpin-karpatisch, penelemente sind bisher nur durch cf. Helicopsis sowie Monachoides incarnatus, mittel- und süd- striata vertreten. osteuropäisch. Eucobresia diaphana ist rezent Insgesamt fehlen im Mittleren Schotter Kalt- überwiegend montan verbreitet. Das paläarkti- zeitleitformen sowie Leitarten für Interglaziale. sche Element Discus ruderatus lebt heute in den Der boreo-alpine Discus ruderatus spricht für borealen Wäldern Sibiriens und Skandinaviens, kühlere Klimabedingungen. Die Art fi ndet sich in den Alpen hauptsächlich oberhalb von 1000 vor allem in den Übergangsphasen von Warm- m NN und seltener in den Kammlagen der zu Kaltzeiten. Während für den ehemaligen Mittelgebirge. In der nördlichen Mongolei, Auenbereich der Saale ausgedehntere Auen- im Selenga-Stromsystem, ist die Art ein ausge- waldstrukturen und off enere Gebiete mit Wie- sprochen häufi ger Bewohner der Auenwälder sen und Feuchthabitaten sowie Stillgewässern (S. M Aufsammlungen 1992). Fruticicola (z. B. Altarmbereiche) anzunehmen sind, fehlt fruticum bevorzugt lichtere Gehölzstrukturen. über das weitere Umfeld außerhalb der Aue Th ermophile und exotische Waldelemente feh- eine gesicherte Datenbasis. Abhängig ist das len in der Uichteritz-Fauna. Problem von den taphonomischen Verhältnis- Die Fragmente von Ena montana konnten sen, bezüglich der Überlieferung von Mollus- durch die gitterartigen bis knötchenartigen kenresten im Ablagerungsraum innerhalb des Skulpturen auf der Schalenoberfl äche bestimmt ehemaligen Auensystems der Saale. Das zahl- werden (Taf. 1, Fig. 2). Mit Hilfe eines charakte- reichere Auftreten von einigen Komponenten ristischen Mündungsfragmentes konnte zudem des Off enlandes erlaubt zumindest den Schluss, eine Verwechslung mit den im Gesamthabitus dass keine geschlossene Bewaldung vorhanden ähnlichen Gehäusen von Chondrula tridens (O. war. Problematisch ist, dass man bei der Inter- F. M 1774) ausgeschlossen werden. pretation der damaligen Umweltbedingungen, Die mehrere Windungen zählenden Fragmen- bezüglich des Indikatorwertes von Mollusken, te von Monachoides incarnatus sind wegen der dazu geneigt ist, die Verhältnisse mit denen des 202 S M  S W heutigen Mitteleuropas vergleichen zu wollen. ten, einem Indikator für kaltzeitliches Klima Dabei darf aber nicht vergessen werden, dass (K 1968). Pisidium globulare, ehemals als sich unter verstärktem kontinentalen Einfl uss Form von Pisidium casertanum (P 1791) an- der Habitatbezug einiger Molluskenarten ver- gesehen, erhielt erst vor einigen Jahren erneuten schieben kann. So bilden sicherlich Auen in Artstatus (K 1998). Aus dem Quar- Steppen- bzw. Waldsteppengebieten für viele tär wurden deshalb von dieser Art bisher nur Arten wertvolle Rückzugsgebiete. wenige Vorkommen beschrieben (B  M 2005). Stillwassersedimente: Die Folge von schluffi g- Der Genus Stagnicola zeichnet sich in der Fauna tonigen Sedimenten im Südwesten der Grube von Uichteritz durch eine große Formenvielfalt (Profi l 1) akkumulierte vermutlich im Bereich aus. Möglicherweise sind mehrere Arten vor- eines Altarmes am Rand der spätelsterzeitlichen handen. Die Determination von Stagnicola-Ar- (?) Saaleaue. Die feinkörnigen Ablagerungen ten, nur mit Hilfe conchiologischer Merkmale, schalten sich zwischen den Mittleren Schotter ist problematisch. Sie erfolgt bei rezenten Arten und schwemmfächerartige Sedimente ein, die mittels genitalanatomischer Untersuchungen sich mit dem Oberen Schotter verzahnen (Abb. (vgl. G 2002b). 5c). Aus der ansonsten steril wirkenden Sedi- Landschnecken stellen zwar ca. 65 % des Ar- mentfolge konnten aus einem 15-30 cm mäch- tenspektrums, aber nur etwa 17 % der Indivi- tigen graublauen Schluff horizont, aus 35 Litern duendichte. Davon fallen allein fast 80 % der Probenmaterial, über 11 000 Molluskenschalen Individuen auf die stark hygrophilen Elemente mit ca. 33 Arten geborgen werden (Abb. 5a: Oxyloma sp., Carychium minimum, Cochlicopa Profi l 1: Ui/M4). Die Schalen sind meist sehr nitens, Vertigo antivertigo und Vallonia enniensis. gut erhalten. Die Arten lebten vermutlich in unmittelbarer Dominiert wird die Fauna erwartungsgemäß Nähe des Stillgewässers. Im Fundhorizont er- durch einen sehr hohen Anteil von Stillwas- haltene Kalk-Hohlraum-Inkrustate von Schilfs- serbewohnern (ca. 81 % der Individuendichte tengeln bieten weitere Anhaltspunkte für die und ca. 33 % der Artendichte): Valvata ma- Charakterisierung des Habitats. Mit Perforatella crostoma (Taf. 1, Fig. 3), Stagnicola spp., Anisus bidentata, Clausilia pumila, Vertigo substriata, leucostoma, Gyraulus acronicus (Taf. 1, Fig. 1), Perpolita petronella und Fruticicola fruticum sind Gyraulus crista, Aplexa hypnorum, Galba trunca- wiederum gehölzliebende Elemente vorhanden, tula, Planorbis planorbis und die Kleinmuscheln ebenso wurden die Ubiquisten Cochlicopa lubri- Pisidium obtusale f. lapponicum, Pisidium mili- ca, Punctum pygmaeum, und Trichia cf. hispida um sowie Pisidium globulare. Auch die weniger nachgewiesen. spezialisierten Schnecken Radix cf. balthica Off ene Habitate bevorzugen z. B. Succinella und Lymnaea stagnalis sowie die Kleinmuschel oblonga, Vallonia costata und Pupilla muscorum. Pisidium nitidum charakterisieren diese Ge- Sie bilden 14 % der Gesamtindividuendichte sellschaft. Ausgesprochene Fließgewässerarten der terrestrischen Schnecken. Succinella oblonga fehlen, was den überwiegend autochthonen gilt zwar als typisches Element für die kaltzeit- Charakter dieser Th aphozönose verdeutlicht. lichen „trockenen“ Lösssteppen, bevorzugt aber Ein typischer Bewohner der Auen größerer rezent in Mitteleuropa feuchtere Habitate und Ströme ist vor allem Valvata macrostoma (vgl. fi ndet sich auch z. T. im Gehölz. Die bekannte G 2002 b). Temporäre Gewässer bevor- „Lössschnecke“ Pupilla muscorum, rezent in zugt Aplexa hypnorum. Pisidium obtusale ist Mitteleuropa eher ein Bewohner off ener und durch die Reaktionsform lapponicum vertre- trockenerer Standorte, besitzt unter kontinen- Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 203 taleren Bedingungen deutliche Präferenzen für nachgewiesen z. B. in Süßenborn bei Weimar feuchtere Habitate (Erfahrungen von S. M in Th üringen (Z 1969), fanden sich in in Zentralasien: Baikalgebiet, Sibirische Altai, Uichteritz keine Hinweise. Die Art ist nach Tienschan). Diese off enbar widersprüchlichen bisherigen Kenntnissen im mittleren Pleistozän Fakten erschweren die Rekonstruktion der erloschen. ehemaligen Umweltverhältnisse. Vor allem Die Fauna der Stillwassersedimente erlaubt Wiesen mit verschiedenen Feuchtegehalten, ebenfalls eine Rekonstruktion der ehemaligen möglicherweise auch innerhalb der ehemali- Saaleaue. Neben Stillgewässern, vermutlich ver- gen Saaleaue und nicht nur auf das trockenere landenden Altarmbereichen, Feuchthabitaten, Umland beschränkt, kommen für diese Arten z. T. mit Schilfbeständen, waren Wiesen sowie als Lebensraum in Frage. Steppenelemente wur- Auenwaldstrukturen entwickelt. Nachweise von den bisher in den Stillwassersedimenten nicht Off enlandarten sowie von Kaltzeitelementen nachgewiesen. machen es wieder wahrscheinlich, dass außer- Ein echtes Kaltzeitelement ist mit der arktisch halb der Aue keine geschlossene Bewaldung (subarktisch)-alpinen Schnecke Columella co- vorhanden war. Das Fehlen von Steppenele- lumella vorhanden. Die Art bevorzugt feuch- menten innerhalb einer relativ autochthonen tere kaltzeitliche Abschnitte (bzw. adäquate Molluskengesellschaft der ehemaligen Saaleaue Habitate). Columella columella wird meist als wird als ein Problem der fehlenden Überliefe- Off enlandart interpretiert, lebt aber z. T. auch rung gedeutet. im Wald (z. B. im Sibirischen Altai, Aufsamm- lungen S. M ). Von großem Interesse Gesamtfauna: Abgesehen von lokalen fazies- ist der Nachweis von Eucobresia nivalis, denn bedingten Unterschieden in der Zusammen- aus dem Pleistozän wird die Art nur selten setzung der Faunen deuten die Mollusken erwähnt. R (1977) berichtete über ein des Mittleren Schotters sowie der verzahnten Vorkommen in der Burghöhle Dietfurt bei Sig- Stillwassersedimente auf einen ganz ähnlichen maringen (Schwäbische Alb) in weichselspät- paläoökologischen Rahmen (Abb. 11). Die glazialen Bildungen. Die Schnecke ist alpin und Dominanz an gehölzliebenden Arten ist im karpatisch verbreitet. Besonders in hochalpinen Mittleren Schotter im Vergleich zu den Altarm- Bereichen ist sie häufi g. Seltener fi ndet sie sich sedimenten etwas höher, was mit dem Lebens- in den Kammlagen der Mittelgebirge. Eucobre- raum im Umfeld des Ablagerungsraumes und sia nivalis bevorzugt feuchtere Habitate. Beide dem allochthonen Charakter der Taphozönose Arten sind ebenfalls potentielle Bewohner der erklärt werden kann. ehemaligen Saaleaue. Für kühlere Bedingungen Mitunter repräsentieren die Stillwassersedimen- spricht ebenfalls die Anwesenheit der boreo- te im Vergleich zum Mittleren Schotter eine alpinen Elemente Gyraulus acronicus, Perpolita etwas kühlere klimatische Phase, insbesondere petronella und Vertigo substriata. wegen des Auftretens von Columella columella Von Eucobresia nivalis liegt ein beschädigtes und Eucobresia nivalis, wobei keinesfalls lokal Gehäuse vor. Aufgrund des deutlich erhabenen bedingte faunistische Unterschiede sicher aus- Gewindes und des deutlich schmaleren sog. zuschließen sind. Interglaziale Bedingungen Hautsaumes auf der Unterseite des Gehäuses können auch durch das Fehlen von Cepaea und ist es gut von Eucobresia diaphana unterscheid- Helix ausgeschlossen werden, welche in sämt- bar. Für Semilimax kochi (A 1884), lichen bekannten mitteleuropäischen Intergla- gelegentlich für das ältere Pleistozän erwähnt zialen nachgewiesen wurden (J  L (zusammenfassend R  B 1992), 2004). Insgesamt war das Klima im Vergleich 204 S M  S W

Abb. 11: Rekonstruktion der spätelsterzeitlichen Saaleaue bei Uichteritz (überhöht).

Fig. 11: Reconstruction of the late Elsterian Saale fl oodplain near Uichteritz (exaggerated). zu den heutigen mitteleuropäischen Verhältnis- Kleinsäuger: In den Stillwassersedimenten sen kühler und stärker kontinental geprägt und (Profi l 1: Ui/M1) fand sich lediglich ein Molar kann als kaltgemäßigt charakterisiert werden. von Microtus sp. Hinzu kommen einige unbe- stimmbare Fragmente mehrerer Inzisiven. Großsäuger: Gespräche mit Kiesgrubenarbei- 6.1.2 Wirbeltierreste tern und mit Bodendenkmalpfl egern ergaben, (Pisces, Aves, Mammalia) dass in der Kiessandgrube Uichteritz off enbar noch keine bedeutenderen Großsäugerreste In den Schottern und Verschwemmungsablage- geborgen wurden. Den Verfassern gelang leider rungen fanden sich gelegentlich Wirbeltierreste. nur der Nachweis von kleineren schlecht erhal- In der Gesamtfauna sind sie bis jetzt leider nur tenen Knochenfragmenten, z. B. im Mittleren spärlich vertreten. (Profi l 5) und Oberen Schotter (Profi l 7), wel- che bisher nicht näher determiniert wurden. Fische: Im Mittleren Schotter (Profi l 5: Ui/M1) konnten einige Wirbelkörper von kleinen Cyp- riniden nachgewiesen werden. 6.2 Vergleichbare mittelpleistozäne Vögel: Aus den Stillwassersedimenten (Profi l 1: Molluskenfaunen Ui/M4) wurden zahlreiche Eierschalen-Frag- mente von Vögeln separiert. Ihre Dünnschalig- In der mitteleuropäischen Literatur fi nden sich keit legte zunächst den Verdacht nahe, dass es zu elsterzeitlichen (bzw. mindelzeitlichen) Mol- sich um Reste von Schildkröteneiern handeln luskenfaunen nur wenige Hinweise. Überwie- könnte. Rasterelektronenmikroskopische Un- gend handelt es sich um hochkaltzeitliche Asso- tersuchungen von S. Meng zur Feinstruktur ziationen mit Pupilla spp.-Succinella oblonga- so- der Schalen, in Anlehnung an E (1970) wie Columella columella-Gesellschaften (Z und B (2001), widerlegten jedoch den et al. , L 1964, 1989, M 1968, Verdacht. 1969, M 1973, E 1975). Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 205

Größere Übereinstimmung mit Uichteritz be- Faunen übernahmen vor allem W (1901a) sitzen dagegen die mittelpleistozänen Faunen und G (1970). Die Folge Mosbach 2 ist von Süßenborn bei Weimar (Th üringen) sowie durch das älteste Auftreten der Kleinsäugergat- von Mosbach bei Wiesbaden (Hessen). tung Arvicula gekennzeichnet, was die Einord- Eine reiche und bedeutende, wahrscheinlich nung in das späte Cromer erlaubt (M et al. cromerzeitliche Molluskenfauna ist aus den 2000, K 2004). Die Molluskenfauna aus Ilmschottern von Süßenborn bekannt gewor- den Oberen Mosbacher Sanden besitzt ebenfalls den (W 1899, W 1901a, Z 1969, im Vergleich mit Uichteritz ein ähnliches Fau- M 1973). Berühmt wurden die Schotter nengepräge. Bekannte Elemente sind beispiels- vor allem wegen ihres reichen Wirbeltierin- weise Valvata macrostoma, Aplexa hypnorum, ventars (K 1969, K 2002). Nach Columella columella, Vallonia costata, Vallonia dem Vorkommen des Kleinsäugers Mimomys pulchella, Succinella oblonga, Oxyloma elegans, savini, sind zumindest die älteren Schotterteile Cochlicopa lubrica, Cochlicopa nitens, Vertigo älter als das Interglazial Cromer III (H antivertigo, Vertigo pygmaea, Vitrea crystallina, 2000, M 2002) zu datieren. Die detaillierte Ena montana, Discus ruderatus, Clausilia pumi- stratigraphische Zuordnung, insbesondere der la, Perforatella bidentata, Fruticicola fruticum, Molluskenfunde, ist jedoch bis heute unsicher. Trichia spp. u. a. Die umfangreichste Neubearbeitung der Mol- Die Molluskenfaunen von Süßenborn und lusken erfolgte von Z (1969). Die Un- Mosbach sind zwar zeitlich mit Uichteritz tersuchungen konzentrierten sich hauptsächlich nicht identisch, aber sie charakterisieren mittel- auf die Unteren Kiese. Die sog. Älteren Schot- pleistozäne Verhältnisse, dessen rekonstruierte ter im Liegenden konnten nicht berücksichtigt Landschaftsbilder durch ihre Ähnlichkeit beste- werden. chen. Die Faunen sind ebenfalls durch kühlere Die ca. 50 Arten umfassende Fauna beschreibt und stärker kontinentale Verhältnisse geprägt. im Vergleich zu Uichteritz, z. B. durch das gemeinsame Auftreten von Kaltzeitelementen: Columella columella, Vallonia tenuilabris, Pisidi- um obtusale f. lapponicum mit gehölzliebenden 6.3 Saalekaltzeitliche Mollusken Arten: Perforatella bidentata, Discus ruderatus, von Uichteritz Vitrea crystallina, Clausilia pumila, Fruticicola fruticum u. a. sowie zahlreichen Off enlandele- Aus den im Hangenden der Schotter folgenden menten, ganz ähnliche paläoökologische Ver- glaziären Serien des Saale-Komplexes (Drenthe- hältnisse. W (1901a) erwähnte von Süßen- Stadium) wurden Mollusken nachgewiesen. Es born auch das anspruchsvollere Gehölzelement handelt sich um artenarme hochkaltzeitliche Ena montana. Gesellschaften, welche auch für Lössbildungen Nicht unerwähnt bleiben soll in diesem Zusam- typisch sind. menhang die berühmte quartärpaläontologische Fundstätte Mosbacher Sande. Die Folgen sind Eisstauseebildungen: Die über den Schottern überwiegend cromerzeitlich einzuordnen, wo- lagernden ca. 1 m mächtigen Beckenschluff e bei die stratigraphischen Einstufungen auch an führen an ihrer Basis, in kiesvermengten Schluf- dieser Lokalität unsicher sind (B 1970, fen lokal Succinella oblonga (Profi l 5: Ui/M6). K 2004). Aus den Oberen Mosbacher Weiterhin fanden sich Pupilla muscorum und Sanden (Mosbach 2) wurden reiche Mollusken- Succinella oblonga in bis zu 15 cm mächtigen faunen nachgewiesen. Die Bearbeitung dieser blaugrauen Schluff en, welche in Profi l 5 (Probe Tab. 3: Mollusken aus dem Spätelster, Saale und Weichsel von Uichteritz (Sachsen-Anhalt); Individuenzahlen sowie ökologische Charakterisierung der 206 Arten (z. T. nach L 1964).

Tab. 3: Molluscs from Late Elsterian, Saalian and Weichselian sediments of Uichteritz (Saxony-Anhalt). Individual number and ecological characteristic of the species (partly after L 1964).

Ökologische Charakteristik Mollusca (Gastropoda, Bivalvia) Ui/M1 Ui/M2 Ui/M3 Ui/M4 Ui/M5 Ui/M6 Ui/M7 Ui/M8 Ui/M9 Ui/M10

Terrestrisch

Wald Discus ruderatus (A. FÉRUSSAC 1821) frg (6)------Ena montana (DRAPARNAUD 1801) frg (4) ------Monachoides incarnatus (O. F. MÜLLER 1774) frg (2) ------Arten (%) 11 ------Individuen (%) 6 ------

S MS W Vorwiegend Wald (bzw. Schatten), Carychium tridentatum (RISSO 1826) 1 ------hygrophil Vertigo substriata (JEFFREYS 1833) - - - 1 ------Eucobresia diaphana (DRAPARNAUD 1805) 1 ------Vitrea crystallina (O. F. MÜLLER 1774) 1 - - 1 ------Perpolita petronella (L. PFEIFFER 1853) - - - 2 ------Agriolimacidae/Limacidae - 1 - 20 ------Clausilia pumila C. PFEIFFER 1828 1 2 - 2 ------Clausilia cf. pumila C. PFEIFFER 1828 frg (6) - - frg (4) ------Perforatella bidentata (GMELIN 1788) frg (5) - - frg (1) frg (2) - - - - - Arten (%) 22 22 - 21 100 - - - - - Individuen (%) 7 14 - 0,3 100 - - - - -

Wald und Waldsteppe, mesophil bis schwach Fruticicola fruticum (O. F. MÜLLER 1774) frg - - frg ------hygrophil Arten (%) 4 - - 3 ------Individuen (%) ? - - ? ------

Wald bis Offenland, mesophil bis schwach hygrophil Cochlicopa lubrica (O. F. MÜLLER 1774) 5 - - 8 ------Punctum pygmaeum (DRAPARNAUD 1801) - - - 2 ------Eucobresia nivalis (DUMONT ET MORTILLET 1854) - - - 1 ------Trichia cf. hispida (LINNAEUS 1758) frg (2)- - 81 - - - - 2 - Trichia sp. 9 ap ------Arten (%) 7 - - 12 - - - - 25 - Individuen (%) 8 - - 0,8 - - - - 4 -

Sumpf Oxyloma sp. - - - 1496 ------Carychium minimum O. F. MÜLLER 1774 - - - 3 ------Cochlicopa nitens (M. V. GALLENSTEIN 1848) - - - 5 ------Vertigo antivertigo (DRAPARNAUD 1801) 1 - - 4 ------Vallonia enniensis (GREDLER 1856) - - - 6 ------Arten (%) 4 - - 15 ------Individuen (%) 0,5 - - 14 ------

Vorwiegend Offenland, mesophil bis hygrophil Succinella oblonga (DRAPARNAUD 1801) - - - 32 - 22 22 366 41 - Columella columella (MARTENS 1830) - - - 4 ------Vallonia pulchella (O. F. MÜLLER 1774) 4 ------Vallonia tenuilabris (A. BRAUN 1843) ------2 Arten (%) 4 - - 6 - 100 50 33 25 100 Individuen (%) 2 - - 0,3 - 100 76 98 76 100

Offenland, vorwiegend mesophil Vertigo pygmaea (DRAPARNAUD 1801) 3 ------Pupilla muscorum (LINNAEUS 1758) - - - 91 - - 7 2 4 - Pupilla loessica LOŽEK 1954 ------3 7 - Vallonia costata (O. F. MÜLLER 1774) 34 - - 155 ------Arten (%) 7 - - 6 - - 50 67 50 - Lithologie, Stratigraphie undPaläoökologie desMittelpleistozäns Individuen (%) 18 - - 2 - - 24 2 20 -

Steppe cf. Helicopsis striata (O. F. MÜLLER 1774) frg ------Arten (%) 4 ------Individuen (%) ? ------

Nicht näher interpretierbar Helicoidae frg frg frg frg ------Arten (%) 4 11 50 3 ------Individuen (%) ? ? ? ? ------

Limnisch

Vorwiegend Stillgewässer Valvata macrostoma MÖRCH 1864 1 - - 542 ------Aplexa hypnorum (LINNAEUS 1758) - - - 36 ------Galba truncatula (O. F. MÜLLER 1774) 1 - - 57 ------Stagnicola spp. - - - 3024 ------Planorbis planorbis (LINNAEUS 1758) - - - 1 ------Anisus leucostoma (MILLET 1813) - 2 - 2950 ------Gyraulus agronicus (A. FERUSSAC 1807) - 1 - 871 ------Gyraulus crista (LINNAEUS 1758) - 1 - 1357 ------Pisidium milium HELD 1836 - - - 1 k ------Pisidium obtusale f. lapponicum CLESSIN 1877 - - - 63 k ------Pisidium globulare (CLESSIN 1873) - - - 1 k ------Arten (%) 7 33 - 33 ------Individuen (%) 1 19 - 81 ------

Stille und langsamfließende Gewässer Radix cf. balthica (LINNAEUS 1758) 7 - - 155 ------Lymnaea stagnalis (LINNAEUS 1758) - 1 - 15 ------Lymnaeidae frg frg - frg ------Bithynia tentaculata (LINNAEUS 1758) 17 ------Planorbarius corneus (LINNAEUS 1758) - frg (7)------207 208 Pisidium nitidum JENYNS 1832 3 k - - 7 k ------Arten (%) 15 33 - 12 ------Individuen (%) 13 52 - 2 ------

Vorwiegend Fließgewässer Ancylus fluviatilis O. F. MÜLLER 1774 69 ------Unio crassus PHILIPSSON 1788 - frg (3) frg (15) ------Pisidium cf. amnicum (O. F. MÜLLER 1774) frg (1) frg (1) ------Pisidium moitessierianum PALADILHE 1866 4 k ------Pisidium supinum A. SCHMIDT 1851 8 k ------Arten (%) 15 22 50 ------Individuen (%) 39 19 ? ------

Nicht näher interpretierbar Pisidium sp. 8 k - - 3 k ------Arten (%) ? - - ? ------Individuen (%) 4 - - 0,02 ------

Artenzahl (gesamt ca. 52) 27 9 2 33 1 1 2 3 4 1 Individuenzahl (gesamt mind. 11.730) 208 21 16 11.005 2 22 29 371 54 2 frg: Fragmente (Individuenzahl unbekannt), frg (6): Fragmente von mind. 6 Individuen, ap: Apizes, k: Einzelklappen S MS W

Spätelster: Ui/M1: Sandlinse, Profil 5, unmittelbar über Steinsohle, Basis des Mittleren Schotters Ui/M2: schluffig-sandiger Kies, Profil 2, Basisbereich des Mittleren Schotters Ui/M3: schluffig-sandiger Kies, westlich Profil 8, oberer Meter des Mittleren Schotters Ui/M4: blaugraues Schluffband (Hauptfundschicht), Profil 1, Altarmsedimente über dem Mittleren Schotter Ui/M5: geschichteter Sand, Profil 1, Verschwemmungsablagerungen, 1 m über Ui/M4 Saale-Komplex, Drenthe-Stadium (Zeitzer Phase): Ui/M6: Beckenschluff, Profil 5, kryoturbate Basis des Beckenschluffs über den Schottern, Eisstauseesedimente Ui/M7: blaugrauer Schluff, Profil 5, Bändertonbasis, Eisstauseesedimente Ui/M8: blaugraue schluffige Feinsandlinse, Profil 3b, Bereich des Beckenschluffs über dem Bänderton; Eisstauseesedimente Ui/M9: Geschiebemergel, Profil 6 Weichsel-Kaltzeit: Ui/M10: Löss, Profil 9. Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 209

Ui/M7) an der Obergrenze des Schluff paketes, aus Sachsen-Anhalt, Sachsen und Branden- unmittelbar an der Basis des Warvits (Bänder- burg. ton), entwickelt sind. Blaugraue und hellgrünlich-graue schluffi ge Sande mit reicher Molluskenführung sind lo- kal in den bis 1 m mächtigen Beckenschluff en 6.4 Weichselkaltzeitliche Mollusken oberhalb des Warvits linsenförmig eingeschaltet von Uichteritz (Profi l 3b, Ui/M8). Neben Succinella oblonga und Pupilla muscorum enthält die Fauna Pupilla Im Top der Grubenprofi le ist z. T. weichsel- loessica. zeitlicher Löss entwickelt. Nur beim direkten Absuchen der Aufschlusswände konnten zwei Geschiebemergel: Auch der bis zu 3 m mäch- Gehäuse von Vallonia tenuilabris nachgewiesen tige Geschiebemergel im Hangenden ist schne- werden (Profi l 9: Ui/M10). Dagegen erbrachte ckenführend (Profi l 6: Ui/M9). Die Gehäuse das Ausschlämmen von ca. 20 Litern Sediment sind erstaunlicherweise ausgezeichnet erhalten. kein Ergebnis. Die heute zentralasiatisch-si- Besonders an den angewitterten Grubenwän- birisch verbreitete Kaltzeitleitform Vallonia den sind sie in der gesamten Mächtigkeit des tenuilabris ist im mitteldeutschen Raum keine Geschiebemergels regelmäßig zu fi nden. Die ausgesprochene Lössschnecke (M 1995, Schnecken sind nicht lokal angehäuft, sondern 1998). Diese Art bevorzugt feuchtere kaltzeitli- relativ gleichmäßig im Sediment verteilt. Die che Phasen (bzw. adäquate Habitate). Entnahme einer Sedimentprobe war deshalb weniger ergiebig. Etwa 30 Liter Geschiebemer- gel lieferten nur 35 Gehäuse. Nachgewiesen wurden Succinella oblonga, Pupilla muscorum, 7 Dank Pupilla loessica sowie Trichia cf. hispida. Fauneninhalte in glazigenen Sedimenten er- Die Arbeiten wurden auf Anregung von Prof. scheinen zunächst als Kuriosum, sind aber re- Dr. L. Eißmann, Sächsische Akademie der lativ verbreitet (vgl. Kap. 3.1). P (1967), Wissenschaften zu Leipzig, durchgeführt, dem M (1973) und E (1975) beschrie- die Verfasser auch für ausführliche Erläuterun- ben z. B. hochkaltzeitliche Molluskenfaunen gen und Problemdiskussionen zum Quartär aus dem Tagebau Roßbach bei Weißenfels des Untersuchungsgebietes und des näheren (Sachsen-Anhalt), welche aus elsterzeitlichen Umfeldes großen Dank schulden. Für Infor- Beckenschluff en unter dem Dehlitz-Leipziger mationen und anregende Diskussionen zur Bänderton geborgen wurden. Es handelt sich Geologie und Archäologie im Markröhlitzer um typische hochkaltzeitliche Assoziationen Tal danken wir ebenso A. Rudolph, ehrenamt- von Pupilla muscorum densegyrata L 1954, licher Bodendenkmalpfl eger aus Leipzig, Dr. Succinella oblonga, Columella columella, Gyrau- habil. T. Weber, Landesamt für Denkmalpfl ege lus acronicus u. a. Nach P (1967) und und Archäologie Sachsen-Anhalt, Außenstelle M (1973) fanden sich die Mollusken auch Magdeburg, Prof. Dr. D. Schäfer, Institut für direkt im Bänderton. Hochgebirgsforschung und Alpenländische Aus Bändertonen selbst wurden immer wieder Land- und Forstwirtschaft der Universität reiche Ichnofaunengesellschaften von Arthro- Innsbruck, Dr. G. Beutler, Dr. C.-H. Friedel poden bekannt. H (1965) sowie und P. Karpe, Landesamt für Geologie und W  S (1998) beschrieben Beispiele Bergwesen Sachsen-Anhalt (LAGB), Halle, und 210 S M  S W

Dr. L. Katzschmann, Th üringer Landesanstalt dem mittelpleistozänen Travertin von Bil- für Umwelt und Geologie, Außenstelle Weimar. zingsleben. - Praehistoria Th uringica, 6/7: Nebenbei sei erwähnt, dass T. Weber auf einer 39-45; Artern. gemeinsamen Befahrung ein kleines Artefakt B, H.  M, S. (2005): Beitrag zur (Abschlag) im Verwitterungsbereich des Mitt- pleistozänen Muschelfauna Mitteldeutsch- leren Schotters gefunden hat. lands unter besonderer Berücksichtigung Die Bestimmung der Kleinmuscheln (Pisidium) der Spaeriidae (Bivalvia: Sphaeriidae, Unio- übernahm Dr. U. Bößneck, Erfurt. Einige Ge- nidae, Corbiculidae). – Heldia, 6: 287-299; häuse der Süßwasserschnecke Gyraulus acronicus München (im Druck). überprüfte Dr. C. Meier-Brook, Ammerbuch. B, H. (1970): Zur Klima-Stratigraphie Die Kleinsäugerreste wurden von Dr. L. Maul, der pleistozänen Mosbacher Sande bei Wies- Weimar, und die Fischreste von Dr. G. Böhme, baden (Hessen). - Mainzer Naturw. Arch., Berlin, untersucht. Die Dünnschliff -Unter- 9: 204-256; Mainz. suchung des Bt-Horizontes hat C. Büchner, E, L. (1964): Die alt- und frühpleisto- LAGB Sachsen-Anhalt, Halle, durchgeführt. zänen Schotterterrassen der Leipziger Tief- Die Kornverteilungen und Kalkgehalte wurden landsbucht und des angrenzenden Gebietes. von C. Fleischer bzw. S. Nowak, LAGB Sach- - Geologie, 13, Beih. 46: 1-93; Berlin. sen-Anhalt, Halle, ermittelt. G. Müller, Halle, E, L. (1975): Das Quartär der Leipzi- hat maßgebend an der Gestaltung der PC-Gra- ger Tiefl andsbucht und angrenzender Ge- phiken mitgewirkt. Prof. Dr. I. Lerche, Halle, biete um Saale und Elbe. - Schriftenr. geol. hat die englische Übersetzung überarbeit. Die Wiss., 2: 1-263; Berlin. Autoren möchten sich bei allen Beteiligten E, L. (1994): Grundzüge der Quartär- herzlichst bedanken. geologie Mitteldeutschlands (Sachsen, Sach- Besonderer Dank gilt auch den Mitarbeitern sen-Anhalt, Südbrandenburg, Th üringen). der Firma H. Antons & Sohn, Jülich, die den – Altenbg. nat. wiss. Forsch., 7: 55-135; Zugang zum Grubengelände jederzeit geneh- Altenburg. migt und die Arbeiten durch das maschinelle E, H. K. (1970): Ultrastrukturen und Mi- Anlegen von Schürfen aktiv unterstützt haben. neralisation rezenter und fossiler Eischalen P. Karpe, LAGB Sachsen-Anhalt, Halle, sowie bei Vögeln und Reptilien. - Biomineralisati- der Fa. TERRA MONTAN Gesellschaft für on, 1: 1-66; Stuttgart, New York. angewandte Geologie mbH, Suhl, sei für die F, D. (1996): Ergebnisbericht über die Bereitstellung von Unterlagen zur Geologie der Aufsuchung des Kiesvorkommens Uichteritz/ Kiessandlagerstätte Uichteritz gedankt. Lobitzsch. - TERRA MONTAN Ges. f. an- gew. Geol. mbH (unveröff .). G, F. (1970): Mollusken aus den Pleis- tozänen Mosbacher Sanden bei Wiesbaden Literatur (Hessen). - Mainzer Naturw. Arch., 9: 147- 203; Mainz. B, F. (1934): Stauseebildung und G, E., J, A. W., K, J. Vorstoß des diluvialen Inlandeises in seinem G. J., M, T.,   V, G.,  Randgebiet bei Halle a. S. - Jb. Hallesch. F, J. N.  P, G. A. (1998): De Verb., N. F., 13: 241-315; Halle. Nederlandse Zoetwatermollusken. Recente B, G. (2001): Eigelege der Sumpfschild- en fossiele Weekdieren uit Zoet en Brak kröde Emys orbicularis L, 1758, aus Water. - In: G, E.  J, Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns 211

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Die altpaläolithischen Artefaktfunde von Uichteritz, Ldkr. Weißenfels

A R, T L  W B *)

Keywords: Lower Palaeolithic fl int artefacts, Middle are part of a fi nd category which is still rare from that Pleistocene gravel, Saale region, Saxony-Anhalt time in this area.

Kurzfassung: In diesem Beitrag wird eine kleine Kollektion von Feuersteinartefakten aus mittelpleis- tozänen Schottern der Saale vorgestellt. Die Funde 1 Lage der Fundstelle wurden in den Jahren seit 1994 in einer Kiesgrube bei Uichteritz geborgen. Geologischen Untersu- Die Fundstelle, die Kiesgrube von H. Antons & chungen zufolge gehören die artefaktführenden 1 Schotter wahrscheinlich in die späte Elster-Kaltzeit. Sohn , liegt etwa 4 km westlich von Weißenfels Damit handelt es sich bei den Funden möglicher- (Sachsen-Anhalt) auf dem Hang unmittelbar weise um die ältesten im mitteldeutschen Raum. südlich des Röhlitzbaches, nordwestlich der Darüber hinaus gehören die von Uichteritz sowie Ortsmitte von Uichteritz. Ca. 1,2 km vom heu- von einer benachbarten Fundstelle bei Markröhlitz tigen Saalelauf entfernt, werden in der relativ vorliegenden altpaläolithischen Artefakte noch kleinen Kiesgrube mittelpleistozäne Schotter immer zu den seltenen Funden aus dieser Zeit in der Saale aufgeschlossen und abgebaut. Es Mitteldeutschland. handelt sich um die bereits lange bekannten Ablagerungen des Markröhlitzer Tales, das hier [Lower Palaeolithic artefact fi nds from Uichteritz, annähernd in west-östlicher Richtung verlief near Weißenfels] (W 1908, S & W Abstract: Th is report deals with a small collection of 1911, S 1962, 1963). Der Aufschluß fl int artefacts found in Middle Pleistocene gravels of befi ndet sich in einem südlichen Bereich, aber the river Saale. Th e fi nds were recovered in a gravel nicht unmittelbar am südlichen Talrand des pit near the village of Uichteritz between 1994 and ehemals vielleicht ca. 2 km breiten mittelpleis- 2004. According to geological analysis, the artefact tozänen Saaletales. bearing gravel complex was probably deposited in the Late Elsterian cold stage. Th us, the artefacts pos- sibly belong to the oldest fi nds in Central Germany. In addition to this, the Lower Palaeolithic fi nds of 2 Fundgeschichte Uichteritz and the neighbouring site of Markröhlitz Bei einer ersten archäologischen Begehung in *Anschrift der Verfasser: A. R, Landsberger der Kiesgrube konnte W. Bernhardt im Rah- Str. 60 a, 04157 Leipzig. T. L, Landesamt für men seiner Tätigkeit als ehrenamtlicher Beauf- Denkmalpfl ege und Archäologie Sachsen-Anhalt, tragter des Landesamtes für Archäologie Sach- Richard-Wagner-Straße 9-10, 06114 Halle/Saale. W. sen-Anhalt, Halle (Saale), am 3.11.1994 auf der B, Hallesche Str. 59, 04435 Schkeuditz. Überkornhalde vier Feuersteinabschläge fi nden. 216 A R, T L  W B

Abb. 1: Uichteritz, Ldkr. Weißenfels. Feuersteinartefakte: Kerne (1-3, 5), Chopper (4).

Fig. 1: Uichteritz, Ldkr. Weißenfels. Flint artefacts: cores (1-3, 5), chopper (4). Die altpaläolithischen Artefaktfunde von Uichteritz, Ldkr. Weißenfels 217

In den Jahren bis 2004 wurden etwa 20 weitere erfolgte dann ab 2001 im Rahmen der detail- Begehungen durchgeführt, die der Suche nach lierten geologischen Untersuchungen durch S. Artefakten und zum Teil auch der Klärung geo- Meng und S. Wansa, beide Halle (Saale), deren logischer Fragen dienten2. Bisher konnte jedoch Ergebnisse im vorstehenden Aufsatz publiziert nur ein kleiner Komplex von lithischen Funden sind. geborgen werden, was wohl in erster Linie mit ihrem seltenen Vorkommen in den abgebauten Schottern, z.T. aber auch mit dem geringen Umfang des Kiesabbaus im Aufschluß zusam- 3 Die Steinartefakte menhängen wird. Die meisten Artefakte fanden sich auf Überkornhalden. Drei Abschläge und Bisher konnten 39 Steinartefakte gefunden wer- ein gebuchtetes Stück wurden in abgerutschten den4. Sie wurden ausschließlich aus nordischem Kiesen an den steilen Böschungen entdeckt. Feuerstein gefertigt und sind zumeist mehr oder Das gebuchtete Stück (Abb. 3, 4) und einer weniger stark abgerollt. Nur geringfügig abge- oder zwei der Abschläge lagen in Kiesen, die rollte und relativ scharfkantige Stücke kommen aus dem unteren Teil der feuersteinführenden seltener vor. Die Artefakte besitzen überwie- Schotter, dem Mittleren Schotter nach M gend eine glänzende bräunliche bis gelbbräun- & W (2005; in diesem Heft) stammen. Ein liche oder gelbliche Patina. Außerdem wurden weiterer Abschlag (Abb. 2, 3) konnte direkt im mehrere hellblau-weißlich patinierte Stücke Verwitterungsbereich des Mittleren Schotters gefunden. aufgefunden werden. Zumindest ein Teil der Abschläge sind am häufi gsten vertreten (Abb. vorliegenden Feuersteinartefakte kann also dem 2, 2-6). 20 Exemplare liegen vor, darunter zwei nach M & W (2005) wahrscheinlich beschädigte Stücke und ein Abschlaggerät. Die spätelsterkaltzeitlichen Mittleren Schotter zu- Längen der Abschläge schwanken erheblich gewiesen werden. Ob ein weiterer Teil vielleicht und reichen von 18 bis 85 mm, wobei über 40 auch aus dem Oberen Schotter stammt, läßt mm lange Stücke am häufi gsten vorkommen. sich vorerst nicht sagen. An der Zeitstellung des Auch die Form ist sehr variabel. So kommen Fundmaterials würde sich nichts Wesentliches triangulär divergierende bzw. konvergierende, ändern, da wahrscheinlich auch dieser Schotter ovale und parallelseitige Abschläge vor. Die in der späten Elster-Kaltzeit abgelagert wurde Symmetrieachse weicht dabei häufi g von der (M & W 2005). Schlagrichtung ab, so daß asymmetrische For- Neben den Steinartefakten wurden auch meh- men entstehen. Einmal liegt eine recht grobe rere Fragmente von Großsäugerknochen gebor- Breitklinge vor (Abb. 2, 5). Die Bulben sind in gen: ein unbestimmbares Diaphysen-Fragment der Regel sehr markant ausgeprägt. Der Schlag- wohl eines langen Röhrenknochens, ein kleines fl ächenrest ist häufi g fl ach und trägt meist natür- unbestimmbares Knochenfragment sowie 2 liche Spaltfl ächen. Singulär ist ein Abschlag mit weitere unbestimmbare Knochenfragmente, einem bearbeiteten Schlagfl ächenrest. Da dieser die – nach der Stärke der Kompakta zu urtei- aber nur eine Negativfl äche trägt, ist unklar, ob len – wohl von einem Tier in der Größe eines er von einem vorher präparierten Kern stammt. Elefanten stammen3. Als Neufund liegt ein Ba- Sehr deutlich sind grobe Schlagaugen ausge- ckenzahn vom Pferd vor. Außerdem konnten in prägt, die Durchmesser von 3 bis 7 mm haben. verschiedenen Bereichen der aufgeschlossenen Teilweise sind bis zu 4 Augen – und ebenso viele Schotter Mollusken entdeckt werden. Eine Bulben - vorhanden, die anzeigen, dass der erste systematische Entnahme von Molluskenproben ausgeführte Schlag nicht immer zum Erfolg 218 A R, T L  W B

Abb. 2: Uichteritz, Ldkr. Weißenfels. Feuersteinartefakte: Kern (1), Abschläge (2-6).

Fig. 2: Uichteritz, Ldkr. Weißenfels. Flint artefacts: core (1), fl akes (2-6). Die altpaläolithischen Artefaktfunde von Uichteritz, Ldkr. Weißenfels 219

Abb. 3: Uichteritz, Ldkr. Weißenfels. Feuersteingeräte: gebuchtete Stücke (1-2, 4-6), retuschiertes Stück (3).

Fig. 3: Uichteritz, Ldkr. Weißenfels. Flint tools: notched pieces (1-2, 4-6) and retouched piece (3). 220 A R, T L  W B führte. Der Winkel zwischen Schlagfl ächenrest 1, 4). Außerdem liegt eine partiell bogenförmig und Ventralseite ist mit 110 bis 125° recht groß. retuschierte Frostscherbe vor (Abb. 3, 3). Die Aufmerksamkeit verdient auch ein Abschlag, Geräte besitzen eine Länge von 41 bis 101 mm. der in der Quinson-Schlagtechnik hergestellt Die Ansprache als Gerät ist nicht in allen Fällen wurde. Abschläge ähnlichen Typs können in zweifelsfrei, einige können auch Kerne reprä- den umfangreicheren altpaläolithischen Inven- sentieren. Der hohe Abrollungsgrad der Arte- taren von Bilzingsleben (M 1997) und fakte lässt eine Untersuchung auf Gebrauchs- Wallendorf (L, R  B spuren nicht zu. 2004) häufi ger beobachtet werden. Dorsal sind Die nicht sehr umfangreiche Artefaktkollektion häufi g die Negativbahnen der vorhergehenden lässt nur wenige Aussagen über Technologie Abschläge zu sehen. Dabei kommen bis zu 7 und Typologie der Steinbearbeitung zu. Die Negative vor, die wechselnde Schlagrichtungen wahrscheinlich spätelsterkaltzeitliche Alters- anzeigen. Fast die Hälfte aller Abschläge trägt stellung des Schotters weist bereits auf ein dorsal Reste der Cortex. Echte Cortex- oder altpaläolithisches Inventar hin. Das Fehlen Primärabschläge wurden allerdings bisher sehr von Präparationstechniken, die meist groben, selten gefunden. clactonoiden Abschläge und die einfachen Kerne sind bisher durch 11 Exemplare vertreten Modifi kationen scheinen diese Einordnung (Abb. 1, 1-3. 5 und 2, 1). Sie erreichen Längen zu bestätigen. In seinem Gesamtcharakter äh- von 39 bis 136 mm. Es überwiegen solche mit nelt das Material jenem des Fundgebietes von einer Abbau- und Schlagfl äche, viermal liegen Wallendorf (L, R  B Stücke mit zwei Abbau- und Schlagfl ächen vor. 2004), welches knapp 20 km in nordöstlicher Vorhergehende Präparationen beider Flächen Richtung entfernt liegt. sind nicht zu beobachten. Dreimal wurde die Schlagfl äche durch einen Abschlag künstlich geschaff en. In einigen Fällen wurden vorher ab- gebaute Flächen als Schlagfl äche genutzt (Abb. 4 Weitere altpaläolithische Funde aus dem 1, 1. 2). Die Form der Kerne ist nicht festgelegt. Markröhlitzer Tal Es kommen prismatische, strunkförmige und globulöse Kerne vor. Als Ausgangsstücke dien- Beim Studium geologischer Karten und ten off ensichtlich natürliche Flussgerölle oder Literatur (W 1908; S & Stücke, die in angeschnittener Grundmoräne W 1911; S 1962, 1963) war J. gefunden wurden. Kein Kern ist vollständig Th um, seinerzeit Hänichen, auf die östlich von abgebaut, was daran zu erkennen ist, daß häufi g Markröhlitz an beiden Talhängen des Röhlitz- noch erhebliche Cortexreste auf der Abbaufl ä- baches ausstreichenden mittelpleistozänen che zu fi nden sind. Schotter der Saale aufmerksam geworden. Bei Die neun vorliegenden Geräte wurden überwie- einer ersten Begehung am 8.5.1985 konnte er gend aus Trümmerstücken gefertigt, nur einmal 1 km östlich von Markröhlitz am nördlichen wurde ein Abschlag modifi ziert. Die Modifi - Talrand die ersten Artefakte auf der Feldfl äche kationen sind grob und beschränken sich auf entdecken. In den Jahren bis 1988 erfolgten Clacton-Buchten (Abb. 3, 1-2, 4-6), denen weitere Begehungen durch ihn und z.T. durch gelegentlich eine kurze Retusche nachfolgen T. Weber. Insgesamt konnten dabei knapp 30 kann (Abb. 3, 2). Ein Stück mit mehreren Feuersteinartefakte als Oberfl ächenfunde oder aneinander gereihten groben Clacton-Buchten aus einem Rohrgraben bzw. im Aushubmate- kann als Chopper angesprochen werden (Abb. rial dieses Grabens geborgen werden. Neben Die altpaläolithischen Artefaktfunde von Uichteritz, Ldkr. Weißenfels 221

Abb. 4: Markröhlitz, Ldkr. Weißenfels. Feuersteinartefakte: Abschläge (1-4), Kern (5), retuschiertes Stück (6), Trieder (7).

Fig. 4: Markröhlitz, Ldkr. Weißenfels. Flint artefacts: fl akes (1-4), core (5), retouched fl ake (6), trihedral (7). 222 A R, T L  W B

Abb. 5: Verbreitung altpaläolithischer Fundstellen in Mitteldeutschland und im angrenzenden Gebiet.

Fig. 5: Distribution of Lower Palaeolithic sites in Central Germany and adjacent regions. Die altpaläolithischen Artefaktfunde von Uichteritz, Ldkr. Weißenfels 223

Abschlägen und Kernen fanden sich auch zwei erinnert mit seiner regelmäßig-ovalen Form Abschlagsgeräte. an einen Zielabschlag (Abb. 4, 2). Besonders Zwischen 1997 und 2004 wurde die Fund- das triederartige Artefakt (Abb. 4, 7) verdient suche vor allem durch Dr. H. Hartmann, A. weitere Aufmerksamkeit. Es handelt sich zwar Pustlauck, beide Leipzig, sowie W. Bernhardt nicht um einen Trieder im engeren Sinne, da und A. Rudolph fortgesetzt. Dabei fanden eine Fläche unbearbeitet ist, doch stellt es ein sich an derselben Stelle weitere Artefakte. Alle bifaziales Gerät dar. Diese kommen im mittel- bisher in den an der Oberfl äche ausstreichen- deutschen Raum allgemein selten vor (L den Schottern entdeckten Artefakte stammen 2003), sind aber beispielsweise auf der bereits aus einem nur etwa 100 m langen Bereich des erwähnten Fundstelle von Wallendorf ebenfalls nördlichen Talhanges des Röhlitzbaches. Meh- mit einigen Stücken vertreten (L, R- rere Begehungen an anderen Stellen, an denen   B 2004). die Schotter oberfl ächlich verbreitet sind (z.B. am südlichen Abhang des Prießigberges sowie großfl ächig südwestlich von Uichteritz) blieben erfolglos. Im Fundbereich liegen die Schotter 5 Bedeutung der Funde von bei ca. 130/135 m NN und damit etwa im Ni- Uichteritz und Markröhlitz veau der Oberen Schotter in der 1,5 km östlich dieser Fundstelle befi ndlichen Kiesgrube Uich- Im mitteldeutschen Raum konnten bisher 11 teritz, die nach M & W (2005) bei sicher altpaläolithische Fundstellen entdeckt 128-133,5 m NN angetroff en werden. werden (zusammenfassende Übersichten bei Da die bis 1988 geborgenen Steinartefakte T 1968, 1970; M 1995, 1997) gegenwärtig größtenteils nicht zugänglich sind, (Abb. 5). Diese gehören alle in den zwischen können im Folgenden nur die seit 1997 auf- dem Ende der Elsterkaltzeit und Beginn der gefundenen Stücke etwas näher charakterisiert Saalevereisung liegenden Zeitraum, erlauben werden. Es handelt sich um Artefakte aus einem aber zumeist keine sichere feinstratigraphische grauen bis dunkelgrauen nordischen Feuerstein, Zuweisung. Mit den hier vorgestellten Artefakt- die überwiegend deutliche Verrundungsmerk- funden aus der Kiesgrube Uichteritz liegt nicht male zeigen. Sie besitzen zumeist eine glänzen- nur ein weiterer altpaläolithischer Fundkomp- de, teilweise fl eckig weiße oder weißbläuliche lex aus Mitteldeutschland vor. Es sind mögli- Patina. Verschiedene Stücke weisen eine Car- cherweise die ältesten bisher bekannten Funde bonatkruste auf. dieses Raumes. Sie stammen aus Schottern, die Die Kollektion umfasst bisher 13 Abschläge, wahrscheinlich in der späten Elster-Kaltzeit ab- 3 Kerne, ein Kernfragment, ein Abschlagfrag- gelagert wurden. Ähnliches gilt für das Inventar ment mit partieller Retusche (Abb. 4, 6), einen von Markröhlitz, allerdings ergeben sich bei Abschlag mit verdünntem Rücken, aber unbe- diesem Einschränkungen dadurch, daß es sich arbeiteter Kante (Abb. 4, 1) und ein triederar- bei den meisten der hier geborgenen Artefakte tiges Stück (Abb. 4, 7). Zusätzlich liegt noch um Oberfl ächenfunde handelt. Sie liegen zwar ein Abschlag vor, den J. Th um 1988 auf der in den am Hang des Röhlitzbaches ausstrei- Feldoberfl äche geborgen hatte (Abb. 4, 2). Die chenden Schottern, können aber im Einzelfall Abschläge und Kerne zeigen ähnliche Dimen- natürlich auch jünger sein. S sionen und Merkmale wie jene von Uichteritz. (1982) weist auch die Artefaktfunde von Wan- Zwei Abschläge weisen jedoch eine facettierte gen im Unstruttal der späten Elster-Kaltzeit zu. Schlagbasis auf (Abb. 4, 1. 2). Einer davon Mit diesen Fundkomplexen besitzen wir die 224 A R, T L  W B frühesten Nachweise für die Anwesenheit von 6 Schriftenverzeichnis Menschen in Mitteldeutschland. Das macht sie so bedeutsam. Sichere Funde, die in die Zeit vor F, K.  (1901): Excursion in die Um- der elstereiszeitlichen Inlandvereisung zurück- gebung von Halle. – Zeitschr. d. Dt. Geol. reichen, sind hier bisher noch nicht entdeckt Ges. 53, Verhandl.: 66-86; Berlin. worden. Funde aus der folgenden Holstein- L, T. (2003): Bifaziale Geräte im Altpa- Warmzeit sind von Memleben (W 1977; läolithikum Mitteldeutschlands. – In: B- M 1997) und aus der Bilzingsleben-I-Tra- , J. M., F, L., J, A., vertin-Terrasse (M 1997) bekannt, wäh- H, W.-D.  B E. [Hrsg.]: Er- rend der bedeutende Homo-erectus-Lagerplatz kenntnisjäger. Festschrift für Dietrich Ma- von Bilzingsleben II (M 1997) und das nia. – Veröff . d. Landesamtes f. Archäologie umfangreiche Inventar von Wallendorf (L- Sachsen-Anhalt – Landesmus. f. Vorgesch., , R  B 2004) sowie der 57/II: 357-371; Halle (Saale). benachbarte Fundplatz von Tollwitz (L et L, T., R, A.  B, W. al. 2004) sogar als noch jünger angesehen wer- (2004): Zu den Gerätetypen der altpaläo- den müssen, aber ebenfalls noch dem Zeitraum lithischen Fundstelle Wallendorf (Sachsen- zwischen der Holstein-Warmzeit und dem ältes- Anhalt). – Archäol. Korr. Bl., 34: 1-19; ten Eisvorstoß des Saale-Komplexes angehören. Mainz. L, T., R, A., B, W.  S, M. (2004): Altpaläolithische Feuersteinartefakte von Tollwitz, Ldkr. Mer- Nachtrag seburg-Querfurt. – Jschr. mitteldt. Vorge- schichte, 88: 1-22; Halle (Saale). Seit der Manuskriptabgabe (Januar 2005) M, D. (1973): Paläoökologie, Faunenent- konnte die Fundkollektion aus Uichteritz bei wicklung und Stratigraphie des Eiszeitalters regelmäßigen weiteren Begehungen um folgen- im mittleren Elbe-Saalegebiet auf Grund de Artefakte vermehrt werden: 4 Abschläge, 6 von Molluskengesellschaften. – Beih. z. Kerne und zwei Geräte. Letztere können als ein Zeitschr. Geologie, 78/79: 1-175; Berlin. Abschlag mit einer Doppelbucht auf der Vent- – (1995): Th e earliest occupation of Europe: ralseite und einem grob bearbeiteten Rücken so- Th e Elbe Saale region. – In: R, W. wie als ein pickartiges Kerngerät angesprochen  V K, T. [eds.]: Th e ear- werden. Die Stücke fügen sich gut in das bisher liest occupation of Europe: Proceedings of bekannte Artefaktspektrum ein. Das pickartige the European science Foundation Workshop Stück ähnelt sehr einem Gerät aus dem altpalä- in Tautavel. – Acta Praehistoria Leidensia: olithischen Fundkomplex von Tollwitz (L 85-101; Leiden. et al. 2004, Taf. 12,1), das allerdings größer ist. – (1997): Altpaläolithikum und frühes Mittel- Von der benachbarten Markröhlitzer Fundstel- paläolithikum im Elbe-Saale-Gebiet. – In: le liegen ebenfalls mehrere Neufunde vor: ein F, L. [Hrsg.]: Archäologie der ältesten Abschlag, zwei angeschlagene Feuersteinstücke Kultur in Deutschland. – Mat. Vor- u. Früh- sowie ein Abschlag mit einer grob retuschierten gesch. Hessen, 18: 86-194; Wiesbaden. Schneide und artifi ziellem Rücken. M, S.  W, S. (2005): Lithologie, Paläoökologie und Stratigraphie des Mittel- pleistozäns von Uichteritz im Markröhlitzer Tal (Lkr. Weißenfels/Sachsen-Anhalt). Die altpaläolithischen Artefaktfunde von Uichteritz, Ldkr. Weißenfels 225

– Eiszeitalter u. Gegenwart, 55: 174-214; Anmerkungen Hannover [dieses Heft]. S, W. (1962): Gliederung des Pleistozäns 1) Sie darf nicht mit einer weiteren Kiesgrube in der Umgebung von Halle (Saale). – Beih. bei Uichteritz, nämlich der Ködelschen z. Zeitschr. Geologie, 36: 1-69; Berlin. Grube am nordwestlichen Rand des Dorfes, – (1963): Abriß der Pleistozänstratigraphie in verwechselt werden, die bis zum Beginn des der Umgebung von Halle (Saale). – Jschr. 20. Jh. in der (saaleeiszeitlichen) Hauptterrasse mitteldt. Vorgeschichte, 47: 37-56; Halle der Saale bestand und aus der zahlreiche (Saale). faunistische Funde (warmzeitliche Mollusken; S, L.  W, W. (1911): Das Di- Palaeoloxodon antiquus, Stephanorhinus luvium zwischen Halle a.S. und Weißenfels. kirchbergensis, evtl. Mammuthus trogontherii) – Abh. d. Königl. Preuß. Geol. Landesan- bekannt sind (. F 1901, W 1901, stalt, NF 60: 350 S.; Berlin. W 1908, S  W S, A. (1982): Die stratigraphische 1911). M (1973) nimmt aufgrund ihrer Einstufung der pleistozänen Schichtenfolge etwas höheren Lage an, dass die Kiese, die hier und des Clactoniens von Wangen im Un- aufgeschlossen gewesen waren, tatsächlich dem struttal. – Zeitschr. geol. Wiss., 10: 745- (älteren) Corbicula-Horizont entsprechen. 758; Berlin. T, V. (1968): Das Clactonien im Saale- 2) Die Fundsuche erfolgte vor allem Mittelelbgebiet. – Jschr. mitteldt. Vorge- durch W. Bernhardt und A. Rudolph. M. schichte, 52: 1-26; Halle (Saale). Schneemilch, Merseburg, A. Pustlauck und – (1970): Stratigraphie und Ökologie des Pa- Dr. H. Hartmann, beide Leipzig, waren jeweils läolithikums. – In: R, H. [Hrsg.]: mehrfach an den Begehungen beteiligt, an Periglazial-Löß-Paläolithikum im Jung- einzelnen weiteren wirkten außerdem Prof. D. pleistozän der Deutschen Demokratischen Schäfer, Innsbruck, Dr. T. Weber, Magdeburg, Republik. – Petermanns Geograph. Mitt., Dr. J. Th um, Dresden, und T. Laurat mit. Erg., 274: 329-422; Gotha/Leipzig. Geologische Arbeiten und Einschätzungen W, T. (1977): Clactonienfunde von Mem- erfolgten durch Prof. L. Eißmann, Leipzig, Dr. leben, Kr. Nebra. Ausgr. u. Funde, 22: 195- S. Wansa und S. Meng, beide Halle (Saale), R. 199. Wimmer, Roitzsch, sowie M. Krbetschek und W, W. (1908): Erläuterungen zur A. Dietrich, beide Freiberg. Für ihre Beteiligung Geologischen Karte von Preußen und be- an den Geländearbeiten sei an dieser Stelle den nachbarten Bundesstaaten, Lief. 146, Blatt genannten Kollegen und Freunden gedankt. Weißenfels. – 47 S.; Berlin (Königl. Preuß. Geol. Landesanstalt). 3) Für eine Begutachtung der wenigen W, E. (1901): Ein fossilführender Saalekies Größsäugerreste danken wir Herrn Dr. H.-J. bei Uichteritz bei Weißenfels. – Zeitschr. f. Döhle, Landesamt für Denkmalpfl ege und Naturw., 74: 65-71; Stuttgart. Archäologie Sachsen-Anhalt, Halle (Saale).

4) Die Feuersteinartefakte sind in der Regel deutlich von den in größerer Zahl in den Fluß- schottern vorkommenden artefaktähnlichen Naturstücken zu unterscheiden, ebenso von Feuersteinen, die beim Kiesabbau beschädigt 226 A R, T L  W B wurden und manchmal an Artefakte erinnern. Abbildungsnachweis: Abb. 1-4: W. Bernhardt, Lediglich bei einem kernartigen Stück ist Abb. 5: T. Laurat (Kartengrundlage: J. Kanews, der artifi zielle Charakter nicht eindeutig. Es Institut für Prähistorische Archäologie der Mar- wurde deshalb bei der Merkmalanalyse nicht tin-Luther-Universität Halle-Wittenberg) berücksichtigt und nicht abgebildet. Alle hier vorgestellten Funde aus Uichteritz und Markröhlitz befi nden sich in der Sammlung des Landesamtes für Denkmalpfl ege und Archäologie Sachsen-Anhalt, Halle (Saale). Hinweise für die Verfasser wissenschaftlicher Beiträge

Es gelten die Regeln der neuen Rechtschreibung. Daneben sind prinzipiell die Empfehlungen aus folgender Arbeit anzuwenden: H, S. & S, T. (1998): Richtlinie für die Verfasser geowissenschaftlicher Veröff entlichungen. Empfehlungen zur Manu- skripterstellung von Text, Abbildungen, Tabellen, Tafeln und Karten. – 51 S., 17 Tab.; Hannover (Schweizerbart).

Im Einzelnen ist besonders Folgendes zu beachten:

Manuskript-Aufbau Kurzer Titel (ggf. Untertitel/Ergänzung z. B. des Landes), ausgeschriebener Vor- und Nachname mit akad. Grad des A*) und seine*) Post- und E-Mail-Adresse, Anzahl der Abbildungen sowie Tabellen und Tafeln, Zitat des Aufsatzes, englische Keywords. Möglichst informative und knapp-prägnante deutsche Kurzfassung u. englisches Abstract [mit englischem Titel in eckigen Klammern]; ggf. weitere, fremdsprachige Übersetzung der Kurzfassung. Klar gegliederter Text (Kapitelnummerierung; 1, 2, 3…; bei längeren Arbeiten Inhaltsverzeichnis). Bei größeren Arbeiten am Textende deutsche sowie fremdsprachige Zusammenfassung (z. B. Summary). Alphabetisch geordnetes Literaturverzeichnis. Die Platzierung jeder Abbildung, Tabelle o. Ä. durch Verweis im Text, z. B. „(Abb. 1)“, markieren. Abbildungs-, Tabellen-Erläuterungen o. Ä. jeweils in Deutsch und Englisch; entsprechende Texte am Manuskript-Ende platzieren (werden mit Grafi ken erst vor Drucklegung eingefügt). Möglichst keine Fußnoten bzw. Anmerkungen (wenn nicht zu vermeiden, dann durchlaufend nummeriert, jedoch ohne automatische Verknüpfung). Anstatt Seitenverweisen nur Angabe des Kapitels.

Äußere Form des Manuskripts Das Manuskript ist der Schriftleitung in dreifachem Ausdruck zuzusenden (einer für den Schriftleiter, zwei für die Gutachter). Manuskript- Format DIN A4 (210 x 297 mm), 1-seitig beschrieben, 1 ½-facher Zeilenabstand, mit Seitenzahlen, ungeheftet. Dem Manuskript ist eine entsprechende MS-Windows-kompatible Diskette oder CD (möglichst .rtf oder .doc-Datei) beizufügen. Schrift-Formatierungen, wie Fettschrift, kursiv, K sind per Autobefehl in die Text-Datei einzufügen. Abbildungen nicht in die Textdatei einbauen, sondern separat als Datei oder Zeichnung beifügen (s. u.).

Literaturzitate Literaturzitate im fortlaufenden Text: Stets als Kurzzitate und in K-Schrift (nicht zu verwechseln mit GROßSCHRIFT). Bezieht sich ein Zitat auf eine Arbeit als Ganzes, so heißt es z. B.: (B 1938). Sind bestimmte Seiten, Abbildungen, ö. Ä. gemeint, müssen diese genau angegeben werden.:(B 1938: 34) Beispiele für richtige und falsche Literaturzitate im Text: Richtig: „…M (1943: 76)…“/ „…(Müller 1943: 76)…“/ „…K 1956: Taf. 12, Fig. 3a-b).“ Falsch: “…M schreibt (M 1943: 76)…”/ “…M (M 1943: 76) schreibt…“/ „… (B 1938: 34ff )“. Werden von einem Autor mehrere Arbeiten aus einem Jahr zitiert, so sind diese durch Buchstaben zu unterscheiden, z. B.: (M 1954a), (M 1954b). Bei Mehrfachzitaten entsprechend: (M 1954a, b), M 1954a: 147; 1954b: 224). Gemeinschaftsarbeiten werden folgendermaßen zitiert: (B & F 1963) oder (B, F & R 1967). Bei mehr als drei Autoren kann „et al.“ Verwendet werden (M et al. 1969).

Schriftenverzeichnis Ist als letztes Kapitel anzufügen, alphabetisch geordnet nach Autoren-Namen. Zeitschriften-Aufsätze: A (Erscheinungsjahr): Aufsatz-Titel. – Abgekürzter Zeitschrift-Name, Bandzahl bzw. Jahrgang (fett): Seitenzahlen x-y; Erscheinungsort. Beispiel: S, M. (1968): Neue Eiszeithypothesen. – Eiszeitalter U. Gegenwart, 19: 250-261; Öhringen. Monographische Werke: A (Erscheinungsjahr): Titel. – Seitenzahlen (S.); Erscheinungsort (Verlag). Beispiel: W, P. (1969): Quartär. – In: L, F. (Hrsg.): Handbuch der stratigraphischen Geologie, 2: VII + 263 S.; Stuttgart (Enke).

Botanische oder faunistische Fauausdrücke Die wissenschaftlichen Namen von Pfl anzen und Tieren (Gattungen, Untergattungen, Arten, Unterarten) sind kursiv zu schreiben. Die den biologischen Namen folgenden Autoren werden in K gesetzt.

Abbildungen Alle Grafi ken müssen eine Verkleinerung auf Spaltenbreite (= 7 cm) oder Satzspiegel (= 14,5 x 21 cm) zulassen (Schriften und Linien groß genug anlegen, keine zu dichten Flächensignaturen verwenden)! Zeichnungen aus Qualitätsgründen in 2- bis 4-facher Größe anfertigen und Beschriftungen freistellen. Abbildungen, die als Datei geliefert werden, möglichst als tif-Datei mit mindestens 600 dpi erstellen (keine reduzierten jpg- oder pdf-Dateien) und ggf. auf Satzspiegel herunterskalieren. Strichsignaturen sind Grauwerten vorzuziehen (Verwendung von fotokopierten/gescannten Graurastern oder Grautönen verursacht i. d. R. unschöne Eff ekte). Alle Vorlagen/Ausdrucke/Disketten etc. sind mit dem Namen des Autoren und der Abbildungs-Nummer zu versehen. Die Unterschriften der Abbildungen, Tabellen oder Tafeln sind am Ende der Textdatei anzufügen. Farbige Abbildungen können nur auf Kosten der Autoren erstellt werden.

Sonderdrucke 20 kostenlos, weitere auf Kosten des Verfassers. Lieferbare Bände von Deutsche Quartärvereinigung e.V. Eiszeitalter und Gegenwart Gegründet 1948 Stand 01/2004 Geschäftsstelle: 30655 Hannover, Stilleweg 2, Postfach 510153

www.deuqua.de Email: [email protected] Bankverbindungen: Postgiroamt Hannover, Konto-Nr. 45303-308, BLZ 25010030 Band-Nr. Jahr Verlagspreis Band-Nr. Jahr Verlagspreis Kreissparkasse Hannover, Konto-Nr. 2000806311, BLZ 25050299 6 1955 38,00 € 33 1983 38,00 € 7 1956 38,00 € 34 1984 40,00 € 11 1960 38,00 € 35 1985 40,00 € Vorstand 12 1962 38,00 € 36 1986 42,00 € 13 1962 38,00 € 37 1987 44,00 € (2003-2006) 14 1963 38,00 € 38 1988 44,00 € 15 1964 38,00 € 39 1989 44,00 € Präsident: Prof. Dr. C S, Bern 16 1965 38,00 € 40 1990 48,00 € Vizepräsidenten: Prof. Dr. J V, Amsterdam 17 1966 38,00 € 41 1991 48,00 € Prof. Dr. T L, Bonn 18 1967 vergriff en 42 1992 49,90 € 19 1968 38,00 € 43 1993 49,90 € Schriftleiter des Jahrbuchs: Prof. Dr. E B, Köln 20 1969 38,00 € 44 1994 49,90 € Schriftleitung der Nachrichten: Dr. F P, Bern 21 1970 38,00 € 45 1995 49,90 € Schatzmeister: Dr. J E, Hannover 22 1971 38,00 € 46 1996 49,90 € 23/24 1973 Doppelband 57,00 € 47 1997 49,90 € Archivar: PD Dr. H F, Wilhelmshaven 25 1974 38,00 € 48 1998 49,90 € 26 1975 38,00 € 49 1999 49,90 € 27 1976 38,00 € 50 2000 49,90 € Dem Vorstand gehören weiterhin an: Prof. Dr. M B, Berlin 28 1978 38,00 € 51 2002 49,90 € PD Dr. L F, Benningen am Neckar 29 1979 38,00 € 52 2003 54,00 € Prof. Dr. M F, Wien 30 1980 38,00 € 53 2003 54,00 € Dr. J R, Wien 31 1981 38,00 € 54 2004 54,00 € 32 1982 38,00 € 55 2005 54,00 € Dr. S W, Halle

Schriftleitungsausschuss/Editorial Board: K-E B, Wilhelmshaven E K, Uppsala (Schweden) H-R B, Kiel J P, Aarhus (Dänemark) A B, Kiel L R, Erlangen J E, Hamburg J V, Amsterdam (Niederlande) E J, Liège (Belgien) B Z, Bremen Aktuelle Liste auch unter http://www.schweizerbart.de/j/eiszeitalter-und-gegenwart Ermäßigte Preise für Mitglieder: W  K, Bonn Die Bände 11-33 (20 Bände ohne 17-18 und 29) werden an Mitglieder zum Preis von 10,- € pro Band abgegeben, bei Annahme Ordentliche Mitglieder zahlen einen Jahresbeitrag von 45,- €. Korporative Mitglieder zahlen 55,- €. Studenten, Rentner und andere aller 20 Bände reduziert sich der Preis auf 153,- €. Mitglieder ohne Einkommen können über die Geschäftsstelle formlos Ermäßigung beantragen. Die Bände 6-7, 17 und 29 sind ausschließlich zu beziehen über: Der Jahresbeitrag wird in Deutschland durch Einzugsermächtigung, von allen anderen Mitgliedern durch Überweisung bis 01.03 des E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermiller), Johannesstr. 3A, D-70176 Stuttgart. betreff enden Jahres auf eines der oben genannten Konten erbeten. Die Bände ab Nr. 34 kosten pro Stück 25,- € für Mitglieder. Bei Annahme der 10 Bände Nr. 34-43 reduziert sich der Preis auf Anmeldung neuer Mitglieder und Anfragen wegen fehlender Jahrbücher sind an die Geschäftsstelle in Hannover zu richten. 204,- €.

Schriftwechsel, der sich auf das Jahrbuch bezieht, an: Außerdem über die DEUQUA erhältlich: Prof. Dr. E B, Geographisches Institut der Universität, D-50923 Köln. E, L. & L, T. (1994): Das Quartär Mitteldeutschlands. Ein Leitfaden und Exkursionsführer mit einer Übersicht über das Ab Band 56: PD Dr. H F, ICBM Meeresstation, Schleusenstraße 1, D-26382 Wilhelmshaven, Präquartär des Saale-Elbe-Gebietes. -458 S., 174 Abb., 46 Taf., 22 Tab.; Altenburg. [email protected] Preis 43,- € (Restaufl age). Bestellung an Deutsche Quartärvereinigung e.V., Stilleweg 2, 30655 Hannover. Das Titelbild zeigt den Vorstoß des Vernagtferners in den Ötztaler Alpen von 1601 in einer zeitgenössischen handgemalten Augen- scheinkarte: die Zunge des Gletschers stößt bis zum Gegenhang vor, als Folge bildete sich ein Eisstausee, der die Gletscherabfl üsse der Von den vergriff enen Bänden sind die Nr. 1-5 sowie 8 und 10 als Nachdruck zu beziehen bei: südwestlich gelegenen Gletscher staute. Nach dem Ausbrechen des Eisstausees kam es zu einer Flutkatastrophe; dies wiederholte sich Firma Zwets und Zeltinger, Heereweg 347, P.O. Box 80, NL-2160 SZ Lisse 1678 und 1681, sowie letztmals 1850. Mitglieder-Preis 28,-€. Inhalt

BRUNNER, K.: Kartographie als Klimaarchiv – Meereis im Norden, vom Eis verschlossene Schiff spassa- gen und verstoßende Gletscher – alte Karten dokumentieren die »Kleine Eiszeit«...... 1-24 55. Band

MEYER, K.-D.: Zur Stratigraphie des Saale-Glazials in Niedersachsen und zu Korrelationsversuchen Eiszeitalter mit Nachbargebieten...... 25-42

WEYMANN, H.-J., FELDMANN, L. & BOMBIEN, H.: Das Pleistozän des nördlichen Harzvorlands – eine Zusammenfassung...... 43-63 LINK, A. & PREUSSER, F.: Hinweise auf eine Vergletscherung des Kemptener Beckens (Südwest- und Bayern) im Mittleren Würm...... 64-87

IRMLER, R. & SCHOLZ, H.: Belegt der Fund einer »Schieferkohle« die spätglaziale Vergletscherung der Immenstädter Nagelfl uhberge?...... 88-101 AKCAR, N. & SCHLÜCHTER, C.: Glacial Geology in Turkey – A Schematic Summary...... 102-121 Gegenwart LINDENAU, C.: Middle Pleistocene chiroterans (Mammalia) from the Yarimburgaz Cave in Turkish Th race (Turkey)...... 122-148

KEHL, M., SARVATI, R., AHMADI, H., FRECHEN, M. & SKOWRONEK, A.: Loess paleosoil-sequences · Eiszeitalter und Gegenwart 2005 55. Band 2005 along a climatic gradient in Northern Iran...... 149-173

MENG, S. & WANSA, S.: Lithologie, Stratigraphie und Paläoökologie des Mittelpleistozäns von Uichteritz im Markröhlitzer Tal (Lkr. Weißenfels/Sachsen-Anhalt)...... 174-214

RUDOLPH, A., LAURAT, T. & BERNHARDT, W.: Die altpaläolithischen Artefaktfunde von Uichteritz, Landkreis Weißenfels...... 215-226

Jahrbuch der Deutschen Quartärvereinigung e. V.

Schriftleitung: ERNST BRUNOTTE

Vertrieb: E. Schweizerbart´sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermiller) – Stuttgart ISSN 0424 - 7116