ERDKUNDE Band XXIII, Heft 1 FERD. DOMMLERS VERLAG/ Ma rz 1969

ZERTALUNG UND HANGBILDUNG IM BEREICH DER SOD-VILLE Mit 2 Abbildungen und 1Karte (Beilage I)

Otto Franzle

Summary: Valley evolution and slope formation in the southern Ville

on Within the framework of studies erosion and valley evolution in the Massif and its borderlands the area NW of Bonn was at mapped geomorphologically 1:10 000. The 1:25 000 reductionof the fieldmap is published here, the explanatory text being strictly limited to the above mentioned landforms and processes. The map is essentially morphographic (and morphometric), morphogenetic, and morphochronological, morphogeny being expressed by sym bols and chronology by colour. A comprehensive description of the details of this map is under preparation. The Ville parallels the Rhine on its western side as a finger-like ridge, extending from the massif of the between and Bad Godesberg some sixty kilo meters north-north-westwards until it fades out in the un dulating country north of the River . Especially in its southern part it shows a marked asymmetry of its flanks. western The slope has preserved much of its original fault plane morphology whereas the eastern one constitutes a series of wide and largely dissected embayments. The main were phases of dissection the Mindel and Riss glacials cutting valleys more than 80 metres deep, whose cross pro are files in parts highly asymmetrical with the steeper slopes facing W to NW. The analysis of the correlative sediment cover of the slopes of lowest angle led to the conclusion were that they formed by both solifluction and periglacial Abb. 1: Lage des Untersuchungsgebietes slope wash, the latter becoming predominant in the final stages of evolution. means reich zwischen Schiefergebirge und Niederrheinischer By of lithostratigraphic correlation a quite precise denn hier sich die chronologic equivalency between the erosion of individual Bucht; durchdringen Auswirkungen sehr verschiedener denen Ville streams and the sedimentation phases of the Rhenish morphogenetischer Vorgange, Lower Middle Terrace (Drenthe) could be established; each beide Landschaften ihre je eigene Pragung verdanken. stream proved to have had a morphodynamic activity of Bei der Vielzahl der hier wirksamen Prozesse und own. are its The reasons discussed and the general conclu der sie steuernden Faktoren ist es fiir die landschafts sions drawn further corroborated with the - by comparison genetische Forschung auch wenn sie allein unter results of studies in loess areas. - pedostratigraphic European geomorphologischem Aspekt betrieben wird wichti Periglacial slope wash during the Riss and the Mindel ger, moglichst viele morphogenetische Faktoren zu glacials also formed systems of glacis which are a charac kennen und zu konnen, als sich damit teristic morpologic feature of the Ville. During the Wiirm beriicksichtigen a zu mit Schar period certain re-modelling of the landforms took place. begniigen, einige wenige grofitmoglicher zu Denn immer es Apart from local exceptions the processes involved varied fe erfassen. handelt sich bei einer in intensity according to the following general scheme: Landschaft nicht um Einzelfaktoren im engeren Sinne, wash -> solifluction -> of loess. In historic um von slope deposition sondern Faktorengruppierungen interferieren time human became the factor of activity morphogenetic der Wirkungsweise, um Feldwirkungen, wie man in prime importance. Ubernahme und Fortfiihrung eines Fundamentalbe der modernen konnte. I griffes Physik sagen Als geeignetes Mittel, zu einer moglichst umfassen Die rheinischeTerrassenlandschaft, die seit iiber 130 den qualitativen und quantitativen Erkenntnis dieser von Jahren das Interesse Geologen und Geographen Faktorengruppen und ihrerWirkungen zu kommen, aus auf sich zieht, entstand der raum-zeitlich wech bietet sich die grofimaGstabliche geomorphologische selnden Interferenz tektogener und klimagesteuerter Karte an, die zugleich morphographisch, morphogene Erosion und Akkumulation. Kompliziert gebaut und tisch und morphochronologisch ist. Die Morphogra von - deshalb besonderem Reiz ist der Ubergangsbe phie mit der Morphometrie als erganzender, quan 2 Erdkunde Band XXIII

- tifizierender Aussage ist kartographisch inventari durch Erosion, sondern auch durch eine Absenkung der sierende Wiedergabe der Formenvielfalt der Land zwischen Ville und Bergischen Randhohen gelegenen schaft und als solche der erste Schritt geomorphologi Kolner Scholle bedingt. Der Nachweis entsprechender scherArbeit. Vieles kann zunachst als Gestalt erfafit Bruchstrukturen gestaltet sich aber sehr schwierig, da was werden, genetisch noch ungeklart ist. Auch das der quartaren Tektonik am Niederrhein in ihren durch Granulometrie und Rundung der groberen Hauptphasen allgemein ein pra-eemzeitliches Alter Fraktionen gekennzeichnete Gestein geht als Substrat zuzusprechen ist, also ein hohers Alter als dem Grofi der Formen in die morphographische Aussage ein. teil der jungen Talterrassen *). Verstarkt wurde der Die Morphogenese, d. h. die Tatigkeit der formbil Formungsgegensatz der beiden Ville-Flanken noch, denden Prozesse unter dem Einflufi der jeweils gege als im E der Schotterkorper der Hauptterrasse durch - benen Formungsfaktoren wird wie die Morphogra schnitten war und sich auf dem Tertiar wo immer - phie durch Symbole zur Darstellung gebracht. Die es in toniger Fazies vorliegt ein Quellhorizont - z. Genese einer Komplex-Form B. eines Talhan ausbildete, der seitherperiodisch und perennierend ab - ges oder einer Formengruppe ergibt sich dabei aus kommende Gewasser speist. Der Westville geht im der Genese der sie aufbauenden Einzelformen bzw. Bereich des Blattausschnittes ein solcherQuellhorizont Formelemente. mit den zugehorigen Phanomenen der Quellerosion - Das Alter hier als Einordnung in einen bestimm weitgehend ab. - ten geologischen Zeitabschnitt verstanden wird wie Die tektonischen Bewegungen des Mittelpleistozans auf geologischen Karten durch die Farbe ausgedriickt; (Maximum und Ende der Mindeleiszeit und Hol der chronologische Ablauf der Formungsgeschichte stein-I.), die im Swist-Sprung-System die Oberflache wird so in seiner raumlichenDifferenzierung sichtbar. der Hauptterrasse um 20 m verstellten und damit die Ville durch stellenweise markante Bruchstufen gegen im SW II die Swist-Niederung absetzen2), erzeugten von Bonn eine Reihe von Spezialschollen, die entlang - Das Kartenblatt Bonn NW entworfen als erstes NNW-SSE- oder W-E-streichender Bruche eine kraf - einer Serie von vieren zeigt eine ausgepragte Vier tige antithetische Einkippung erfuhren.Diese Storun gliederung in die den Westen einnehmende Haupt gen wurden fiir die Morphogenese der Ville-Land terrassenflache (Giinz), die weiten Niederterrassen schaft in doppelter Hinsicht wichtig: einmal durch die felder (Wurm) im Osten und die zwischen beiden Schragsteilung der Hauptterrassenoberflache (JHT), - vermittelnden, aber nur im Raume Duisdorf Ende welche die Abspulung und Entwicklung asymmetri - nich Dransdorf flachenhaft erhaltenen Mittelter scher Taler begiinstigte, zum anderen als Leitlinien rassen (Mindel und Rifi) sowie den Osthang der Ville, der fluviatilen Erosion (Hardt-Bach3), Lengsdorfer das sog. Vorgebirge. Bach). Dieser Hang ist eine sehr komplexe Formengemein Neben der unterschiedlichen Erosionsintensitat der schaft und soil wegen der Fiille seiner Einzelstruktu nach E und W abfliefienden Gerinne ist ein weiterer von Be ren, deren Analyse Aussagen allgemeinerer Umstand fiir die asymmetrische Formung der Ville ero deutung ermoglicht, hier gesondert behandelt werden; hange verantwortlich, namlich die Steuerung der Karten eine ausfiihrliche Erlauterung des gesamten siven und denudativen Hangprozesse der Ostflanke inhaltes erscheint an anderer Stelle. durch die Seitenerosion des akkumulierenden Rheins. Im Vergleich zum Westrand der Ville, der in Form Wahrend verschiedener Phasen der Mindel- und der zum ab Rhein beim leicht geschwungener Bruchstufen Swist-Bach RiBeiszeit schiittete der gerollbeladene sinkt, ist dieser Ostrand durch die ruckschreitende Austritt aus dem Schiefergebirge in die ostlich der Erosion kaltzeitlicher und rezenter Bache aufierordent Ville gelegene Ausraumzone riesige periglaziale von lich stark aufgelost und zerlappt. Die Ursache dieser Schwemmkegel vor, die in der Folgezeit jeweils so unterschiedlichen Entwicklung ist in der sehr ver der steilen Spitze des Kegels aus zerschnitten wurden schiedenenHohenlage von Rhein und Swist als Vor und deren Reste als obere und untere Mittelterrasse flutern und damit lokalen Erosionsbasen zu suchen: erhalten blieben. Troll (1954, 1957) hat die bei - Nie betragt der Hohenunterschied Hauptterrasse derterrasse auf der E-Seite rund 100 m (bei einer *) Hinweise auf quartare Bruchtektonik im Sud-Ostteil der Bucht finden sichbei Knuth und Horizontalentfernung von minimal 900 m), so belauft Koln-Bonner (1923) Kaiser er sich auf der W-Seite nur auf 30 m (600 m). Das (1956, 1957). Mancherorts, z. B. zwischen Heimerzheim und Wei damit die Wasserfiihrung und z. T. 2) Einzugsgebiet, hat die Swist die Bruchstufe lateral-erosiv auch das - also die Erosions lerswist, gekappt, Langsgefalle insgesamt und der Steilabfall hat nichts mehr mit der tekto - nach E entwassernden Gerinne war heutige fahigkeit der nischen Urform zu tun. bzw. ist daher um ein Mehrfaches als das der grofier 3) In der amtlichen topographischen Karte 1 :25 000 nachW abfliefienden. sind die einzelnen Abschnitte dieses Baches unterschiedlich Moglicherweise ist die schon wahrend der Rifieis benannt: Hardt-Bach, Alter Bach, Dransdorfer Bach, zeit ausgepragte tiefe Lage des Rheins nicht allein Rheindorfer Bach. Otto Franzle: Zertalung und Hangbildung im Bereich der Siid-Ville 3

einem solchen Vorgang entstehenden Formen genau Besonders instruktiv ist in dieser Hinsicht das Tal von analysiert und unterscheidet oben nach unten: des Breniger Baches. Oberhalb des durch die Prall Maandertal, Trompetental und Schwemmkegel. Letz hangerosion angeschnittenen Tertiars (Braunkohlen ter grenzt mit einem bogenformigen Erosionsrand, tone) steht einem ungegliederten Steilhang mit NW einem ?fluvioglazialen bzw. periglazialen Talrand Exposition ein durch Nieder- und zwei Mittelterras bogen" gegen das randlich hohere Gelande. In Uber sen gestufter breiter Flachhang gegeniiber, dessen ho tragung dieser vor allem im Alpenvorland gewonne here Teile eine dicke Loftdecke tragen; 100 m talab nen Erkenntnisse auf die niederrheinische Terrassen ist die untere Mittelterrasse spaterer Erosion zum landschaft schied Troll imNW von Bonn eine Serie Opfer gefalien, und der Obergang zum wiirmzeitlichen von drei rifizeitlichenTalrandbogen aus, die von Bonn Talboden vollzieht sich allmahlich. Da die oMT hier iiber Duisdorf und Alfter bis Bornheim, von Born im Vergleich zu den tieferen Terrassen noch heute heim bis Hermiilheim und von dort iiber Frechen einen so breiten Raum einnimmt, diirfte das Breniger gegen Konigsdorf verlaufen. Der durch die Kartierung Tal schon bei ihrer Akkumulation jene Asymmetrie - erbrachte Nachweis, dafi die Erosionsreste der mindel des Querprofils besessen haben, die wie bei den - zeitlichen oMT sich schon diesen Bogen einschmiegen, anderen groftenVille-Talern in der Rifteiszeit dann legt die Vermutung nahe, dafi deren Bildung und da die entsprechende Steigerung erfuhr. mit die charakteristische Grofiformung der Ostville Im Gegensatz zur oberen ist die untere Mittelter schon imMindel erfolgte.Moglicherweise ist der siid rasse (uMT) im Untersuchungsgebiet flachenhaft er licheBogen eine zusammengesetzte Form 4) und durch halten und erreichtmit 2,5 km zwischen Dransdorf Verschmelzung zweier Maanderprallhange entstan und Duisdorf ihre grofite Breite 5). Der fast uberall den. sehr markant ausgebildete Rand gegen die Nieder - terrasse Diese Terrasse deren Verbreitung im Bonner ist durch die Prallhangerosion des wiirmzeit - Raum bisher nur recht unvollkommen bekannt war lichenRheins geschaffenworden und verlauft in zwei zieht sich in Form lofiuberdeckterHangverflachungen Bogen von Bonn iiber Dransdorf nach Roisdorf und am Ville-Ostrand entlang; auf derWestseite des Hor von dort nach Keldenich. Ihm steht ein ganz allmah stes fehlt sie vollig. Da die Terrassenreste infolge der licher, hunderte Meter breiter riickwartigerObergang nur an intensiven Erosion noch wenigen Stellen gro der Terrassenflache in den steiler geboschten Ville fiere Ausdehnung besitzen, die Lofiuberdeckung viel hang gegeniiber.Nur in der Umgebung Roisdorfs, wo fach recht machtig und die landwirtschaftlicheNut auch die uMT fast ganz spaterer Erosion zum Opfer zung entsprechend intensiv ist, fehlen gute Aufschliisse gefallen ist, fehlt diese fiir die Morphologie der Ville weithin. Es lafit sich daher nicht immer entscheiden, charakteristische Zone, und Terrassenrest und Ville ob die aufgrund morphologischer Kriterien als oMT hang grenzen mit einem recht deutlichen Fuftknick an zusammengefafiten Verebnungen den Charakter von einander, dessen ursprungliche Scharfe nur durch Akkumulations- oder Erosionsterrassen haben. Gerade wiirmzeitliche Loftiiberkleidung gemildert wird. Das bei den grofiten (Brenig, -Tal bei Oedeko ist jedoch nach Ausweis von Aufschliissen und Boh ven und Nettekoven) steht ersteres aber aufier Zwei rungen, die bei der Aufnahme der entsprechenden fel, und es ist bei den ubrigen Vorkommen zumindest geologischenMefitischblatter angesetzt wurden, in den wahrscheinlich. Bereichen allmahlichen Obergangs nicht der Fall; hier Nach der Hohenlage der Deckschichten-Oberflachen ist die Wiirmlofiauflage iiberall ? gleichmachtig und liefien sich im Raume Brenig und Duisdorf zwei Stu der flachgeboschteHangfuft daher eine primare rift fen der oMT ausscheiden; da jedoch die Machtigkeit zeitliche Form (die noch im Alt- und Mittel wiirm der Deckschichten hier nicht zu ermittelnwar, wurde gleichartigweitergeformt wurde). eine entsprechende Differenzierung auf der Karte Daraus folgt, daft am Fufte des Vorgebirges wah nicht Im die Terras rend der vorgenommen. allgemeinen liegen vorletzten Eiszeit flachenhafte Abtragung senreste der oMT in rund 120 (imNorden) bis 125 m mit Glacis-Bildung6) weit wirksamer war als seit (im Siiden) Meereshohe. liche Unterschneidung durch den auf schotternden Geomorphologisch sind die Vorkommen dieser Ter Rhein. Die Ursache fiir diese spezifische - Morphoge rassenstufe von besonderem welche sich in nese die im Interesse, zusammenfassend nachsten Kapitel be den - grofienTalern des Hardt-Baches und des Breniger handelt wird liegt in der Abdrangung des Rheins Baches finden; denn sie zeigen einmal, dafi die Fest legung des ostlichen Ville-Randes im grofien bereits Ein Oberblick bietet sichvon der 500 m ostlich in der Mindeleiszeit abgeschlossen war und vermit 5) guter Mefidorf Brucke iiber die Bundesbahnlinie Bonn teln zum anderen einen genaueren Einblick in die gelegenen Duisdorf der (-). Vorgange Ville-Zertalung. Die 6) Bezeichnung ?Glacis" wird hier im urspriingli chen Sinne der franzosischen Geomorphologie verwendet, Das weite des bei Gielsdorf die im 4) Vorspringen Villeplateaus einzelnen ?glacis d'erosion", ?glacis couvert" und eine in zwei von 4 bis km legt Untergliederung Bogen 4,5 ?glacis d'accumulation (pure)" unterscheidet (vgl. Birot Weite nahe. & Dresch, 1966). 4 Erdkunde Band XXIII durch die stark schotterbeladenen grofieren Neben Auffallend ist die Breite des lofibedeckten Flach a. bache (v. Lengsdorfer Bach, Hardt-Bach). hanges, die beim Hardtbach-Tal mehr als 1,5 km er Tagesaufschliisse, die im Sommer 1967 im Zuge des reicht.Bei einerHangneigung, die weithin um 2? liegt, am von Autobahnbaues Nord- und Westrand Lengs haben diese flachkonkaven Hange ausgesprochenen dorf entstanden waren, liefiendie hier interessierenden Glacis-Charakter. Gegliedert werden sie durch wenig - - Zusammenhange sehr klar erkennen: Die Landober gewundene Dellen, die ohne Lofifiillung meh flache, die im Isohypsenbild noch die Konturen des rereMeter tief und nicht selten iiber 100 m breit sind. Schwemmkegels zeigt, wird gebildet von einer Lofi In den allermeisten Fallen laufen diese Dellen auf lehmschicht (Parabraunerde), deren Dicke bis zur den Basalteil der Glacis aus. Vereinigen sich zwei Del Strafie Duisdorf-Lengsdorf mit etwa 2 m gleich len, so nimmt der zwischen ihnen liegende Teil der bleibt. Darunter folgt der zum erheblichen Teil aus Glacis-Oberflache die Form eines Kegelmantels ein. extrem umgelagerten Hauptterrassensedimenten aufgebaute Wenn auch bei den grofien und asymmetri Schotterkegel des Lengsdorfer Baches, der sich imNor schen Talern eine tektonische Vorzeichnung der Tal den ebensohlig mit der uMT verzahnt und sich nach anlage mitspielt und die Ausbildung eines asymmetri - S allrnahlich unter gleichzeitiger Machtigkeitszu schenQuerprofils von der antithetischenKippung der - nahme auf mehr als 3 m iiber deren Niveau (75 m Ville-Teilschollen begiinstigt wurde (s. S. 2), so ver ii.NN) heraushebt. Der Untergrund wird von sandig danken diese Taler doch zum ganz iiberwiegenden schluffigem bis tonigem Tertiar gebildet, dessen im Teil ihre spezielle Formung dem Periglazialklima der Anschnitt recht ebene Oberflache gleichfalls nach N Mindel- und Rifieiszeit 7). Der Boden unserer Breiten absinkt. taute unter diesen Bedingungen je nach Exposition unterschiedlich friih und tief auf. Die S- und W-ex Ill waren ponierten Hange gegeniiber den andersorien tierten thermisch und - ceteris - Die Karte zeigt, dafi die in spatererZeit nur gering begiinstigt paribus durch maximale Auftautiefen fiigig zerschnittenen Sohlen der Villetaler auf die ausgezeichnet. Exposi Unterschiede des uMT des Rheins auslaufen. Daraus folgt, dafi diese tionsbedingte Warmegenusses erzeug ten damit Unterschiede in der der Taler ihre entscheidende Formung wahrend des Dren Widerstandigkeit Ville-Gesteine die bei Fehlen the-Stadials (i.w. S.) der Rifieiszeit erfuhren. (Schotter, Sande, Tone), von Permafrost Auffallend ist beim Lengsdorfer Bach, Hardt-Bach geomorphologisch isotrop reagieren. Wenn nun wahrend der Solifluktion und Breniger Bach sowie einigen kleineren Neben Auftauperiode das oder zumindest das dominierende talern die Asymmetrie des Querprofils mit S- bis W einzige Agens wurden die starker erwarmten Exposition des Steilhanges (Sekundar-Asymmetrie im war, Hange energi scher und die Sinne Posers & Mullers, 1951). Der Asymmetrie abgetragen N-E-exponierten Hange relativ steiler. grad, definiert als Quotient aus der Neigung von dementsprechend Primarasymmetrie als vorherrschender Solifluktionseffekt setzte voraus, Steil- und Flachhang, nimmt vom Talursprung ab warts bis zu einem Maximalwert zu und sinkt dann dafi die Menge der friihsommerlichen Schmelzwasser nicht zu Seitenerosion ausreichte und tritt wieder ab. Uber die Einzelheiten der Querschnittsge energischer als Phanomen in fossil nur in un staltung mag das nachfolgende Diagramm unterrich regionales Europa mittelbarer Nahe des Inlandeises das ten, in dem der Asymmetriegrad als Funktion der pleistozanen auf, - zum auf seine stark abkiihlend wirkte und da relativen Tallange gemessen jeweils bis Aus Umgebung - durch eine Schneedeckendauer verursachte. trittdes Tals auf die uMT abgetragen ist. lange Rezent werden Taler dieses Asymmetrietyps (mit N-Exposition des Steilhanges) im extrem winterkal z. an unteren 6T> ten Nordsibirien, B. der Lena, gebildet. - 2 5- 4. y \ Das Jahresmittel liegt hier unter 10? C (Januar mittel -30? bis -50? C); die Sommer sind sehr kurz und verhaltnismafiig kiihl (Julimittel 5? bis 15? C); die Schneedeckendauer schwankt zwischen 220 und . A 280 13- \ /IS \ Tagen (Presniakov, 1955). Primarasymmetrie ist auch als azonales Phanomen weit verbreitet und findet sich haufig bei kurzen stei -i-1-1-1-1-1-1-1-1 len Talern bzw. in der Nahe der Urspriinge sonst 10 30 50 70 90 % sekundar-asymmetrischer Taler. Ursache diirfte in sol relative Tallange

-1 -2 .3 ^4 7) Eine zusammenfassende Darstellung der umfangreichen uber findet sich Abb. 2: Der Asymmetriegrad dreier Ville-Taler in Abhan Literatur klimabedingte Talasymmetrien von bei Maruszczak eine relativ Obersicht gigkeit der Tallange (1956); knappe 3 iiber den Mechanismus der 1 Lengsdorfer Bach; 2 Hardt-Bach; Breniger Bach; komplexen Asymmetriebildung an 4 Pfeilstellung zeigt Talrichtung im Mefipunkt gibtTricart (1967). Otto Franzle: Zertalung und Hangbildung im Bereich der Sud-Ville 5

chen Fallen die geringe Grofie des Einzugsgebietes -10 bis -1?C (Juli 15? bis 20? C; Januar -15? sein, das nicht geniigend Schmelzwasser liefern konnte. bis -40? C) und eine Schneedeckendauer von 140 bis Die Sekundarasymmetrie der Villetaler mit S- bis 220 Tagen gekennzeichnet. er W-Exposition des Steilhanges geht auf die kombinier Die Formung der asymmetrischen Ville-Taler teWirkung unterschiedlichen Auftauens iiberwiegend folgtewahrend der Phasen besonders energischerTie re m leeseitiger Schnee- und Lofianhaufung und daraus fenerosion, die insgesamt mehr als 80 erreichte; sultierender einseitig verstarkter Abspiilung und Soli denn soweit ist die Terrassen-Oberflache der uMT fluktion, Abdrangung des schmelzwasserfiihrenden von der JHT entfernt. Aus den erhaltenen Formen, Vorfluters und Unterschneiden des starker erwarmten vor allem dem allmahlichem Obergang der Flach S- bisW-Hanges zuriick. Entscheidend bei diesem Zu hangglacis in die schmalen uMT-B6den der Taler ist war sammenspiel verschiedener Vorgange wohl die zu folgern, dafi die Bache zwar ihrBett in Form von Anhaufung grofier Schneemassen im Lee des Ville Sohlenkerbtalern tiefer schalten konnten, dafi aber hangs in der Konkaven oberhalb der bandartig ange der seitlicheMaterialtransport auf dem Flachhang so ordneten Reste der oberen Mittelterrasse. Infolge starkwar, dafi nicht alles durch Solifluktion und Ab seinerMachtigkeit und des expositionsbedingten Ab spiilung herangefuhrte Material durch die friihsom lationsschutzes bleibt der Schnee hier wesentlich langer merlichen Schmelzwasser abgefiihrt werden konnte. liegen als auf den Gegenhangen. Jene unterlagen also Lebhaftes Unterschneiden war unter diesen Umstan einer weit intensiveren und langer dauernden Schmelz den nur am Fufie des Steilhanges moglich. Ob und in wassereinwirkung, die sich je nach Hangneigung und welchen Talbereichen der schubweise Schottertransport Untergrundbeschaffenheit mehr als Solifluktion oder des erodierenden Baches sich bis zur Auslastung und mehr als Abspiilung aufierte, in jedem Falle aber durch damit definitiven Akkumulation (Louis, 1961) stei - - ebenfalls vorherrschend leeseitige Lofiakkumu gerte, lafit sichmangels Aufschliissen leider nicht an lation noch verstarkt wurde; denn in diesen porosen geben. Extrapoliert man jedoch von den gut erschlos und langsam auftauenden Sedimenten konnten grofie senen Schottermachtigkeiten des Schwemmkegels des Wassermengen gespeichert und entsprechend langsam Lengsdorfer Baches (s. S. 4) auf die Verhaltnisse in abgegeben werden. Unter diesen Umstanden konnte den Talern, so sind auch hier nur relativ geringmach die Abtragung moglicherweise den ganzen Sommer tige Schottersohlen zu erwarten; auch die Talsohlen iiber weitergehen; auf jeden Fall wurde durch die tragen also zum ganz iiberwiegenden Teil den Cha starke Materialzufuhr vom Hang der Bach im Tal rakter von Erosionsformen. grund abgedrangt und unterschnitt den nicht lofibe Ihr Alter ergibt sich aus der Verzahnung ihrer deckten rasch abtrocknenden W-exponierten Hang, Schwemmkegel mit der drenthezeitlichen uMT des der dadurch auch absolut steiler wurde. Rheins. Das bedeutet aber bei der betrachtlichen In dem Mafie - nun, wie durch die Abtragung die Lange des Drenthestadiums Kopp & Woldstedt - Hangneigung immer geringer wurde, mufite unter (1965) rechnenmit rund 50 000 Jahren nicht not sonst gleichen Bedingungen Solifluktion immer starker wendigerweise, dafi Erosion und Akkumulation bei der gegeniiber Abspiilung auf gefrorenemUntergrund den einzelnen Villebachen synchron verlauf en waren; und die zuriicktreten, Tatsache, dafi Glacisboschungen ahnlich wie die Gletscher des Alpenvorlandes diirfte von als 2? weniger auftreten, beweist, dafi die Flach auch jeder Bach sein ?Eigenleben" gefiihrt haben. Die der Villetaler hange gerade grofien ihre entscheidende Befunde Winters (1968) bestatigen dies eindeutig. Er Endformung diesem Vorgang verdanken. Verwilderte wies mit Hilfe des Quarz/Buntschotterverhaltnisses von Schmelzwassergerinne, die den Wachten am in der uMT zwischen Bonn und Stommeln (NW von Rande des Villeplateaus ausgingen, bestimmten also Koln) starke seitlicheMaterialzufuhr aus alteren Ter die und in diesem Sinne konnte man rassen als von Flachhangbildung, Folge Erosions- und Abspiilungsvor hier von Diese kryonivaler Talasymmetrie sprechen. gangen nach, deren stratigraphische und damit chro ist nach einer vergleichenden Zusammenstellung des nologische Stellung innerhalb des aus je zwei durch Verf. in weit verbreitet und viele haltenden Grob- und Europa Flachhange, Feinschotterhorizonten aufge deren solifluidale einfach bauten von Entstehung angenommen uMT-Schotterkorpers Bach zu Bach ver wird, erweisen sich bei einer schieden ist. genaueren Untersuchung Tonmineralogische Untersuchungen diirf als von Schwemmsedimenten iiberkleidet. ten die hier aufscheinenden Beziehungen noch genauer Sekundar-asymmetrische Taler finden sich fossil in fafibar machen. Gebieten gemafiigten pleistozanen Periglazialklimas Eine theoretischeBegriindung fiirdieses unterschied mit hohen Schneeniederschlagen, insbesondere auf we liche morphodynamische Verhalten der einzelnen aber Gesteinen. nig fliefigiinstigen, frostempfindlichen Bache lafit sichmit Hilfe der Transportgleichung ge Rezent kommen sie in Zentralsibirien am Sudrand der von winnen, die in der Gerber (1956) gegebenen Tundra vor und sind nach Jorre (1936) besonders Formulierung fiir Auslastungsstrecken (Hormann, schon in kristallinen Massengesteinen (Granit, Por 1965) so lautet: ist Ver = phyr usw.) ausgebildet. Makroklimatisch ihr Ja FA (Q, G, d, Pr), durch von breitungsgebiet Jahresmitteltemperaturen d. h., bei Auslastungsstrecken ist das Gefalle Ja eine 6 Erdkunde Band XXIII

Funktion Fa der Wassermenge Q, der Gerollmenge freie Solifluktions-Abtragungshange geblieben sind. es ? vor G, der Gerollgrofie d und der Querprofilsform bzw. Ferner gibt allem im ozeanischen Mittel - Bettbreite Pr. Auf Strecken, wo das Transportver und Westeuropa Hange, an denen Abspiilung die - mogen nicht ausgelastet ist Hormann (a.a.O.) Solifluktion iibertraf.Das ist besonders im Verbrei nennt sieResistenzstrecken gilt jedoch: tungsgebiet leicht abtragbarer Ton- und Schluffge > Jr FA (Q, G, d, Pr), steine der Fall; aber auch da, wo durch periglaziale von d. h., das Gefalle ist grofier als das einer Auslastungs Frostverwitterung eine Menge Grus und Fein streckemit gleicherWasser- und Gerollfuhrung sowie schutt bereitgestellt werden, die sich ebenfalls leicht gleicher Bettform. Und zwar kann fiir gleicheQ, G, d durch oberflachlich abfliefiendesWasser verlagern las und Pr das Gefalle sehr verschiedene Werte anneh sen (Beispiel: Famenne-Schiefer im Becken von Fo men und sich auch im Laufe der Entwicklung andern. cant). Die auf einer solchen Eintiefungsgeschwindigkeit IV Erosionsstrecke ist bei gegebenem Gesteinsuntergrund eine Funktion der Gerollmenge, der Gerollgrofie und Im Vergleich zu der intensiven Zertalung und Ab der Geschwindigkeit, mit der die Gerolle am Bettbo tragung des Ville-Osthanges wahrend der Mindel den bewegt werden. Andert sich beispielsweise nur und vor allem der Rifieiszeit war die morphodyna die Gerollmenge, so gilt: mit zunehmender Geroll mische Aktivitat der Wiirmeiszeit weitaus geringer. menge nimmt die Eintiefungsgeschwindigkeit zunachst Eingestellt auf das Erosionsniveau der Niederterrasse bis auf einen Maximalbetrag zu, sinkt dann wieder, schufen die grofien Ville-Bache mehrere Meter tiefe bis Auslastung erreicht ist und wird dann negativ, und imMaximum wenig iiber 100 m breite Kasten d. h., der Flufi akkumuliert. Da sich in der Natur bei taler im braunlehmartig verwitterten Schotterkorper der Eintiefung zumindest auch die Variablen Gefalle, der uMT und den Sohlen der Villetaler. Stau und Bettbeschaffenheit mit andern, ergeben sich Dies hat einmal tektonische Grunde: die imMin zusatzliche Differenzierungen. Beriicksichtigtman fer del-Glazial und Holstein-Interglazial besonders akti ner die Tatsache, dafi die o. a. hydraulischen Parame ve Heraushebung des Untersuchungsgebietes klang ab; ter selbst wieder z. T. komplexe Grofien darstellen zum anderen diirfte auch der Klimacharakter der und untereinander und mit anderen Faktoren ver Wiirmeiszeit milder als der von Rifi und Mindeleis - kniipft sind wobei Riickkoppelungsphanomene eine zeit gewesen sein. Immerhin zeigen die zahlreichen erhebliche Rolle spielen -, so wird verstandlich, dafi Aufschliisse am Steilrand der uMT zur Niederterrasse von am eine Einstufung Erosions- bzw. Akkumulations und Ausschnitte Villehang, dafi im Alt- und Mit vorgangen in bestimmte Klimaphasen einer Kaltzeit telwiirm (i. S. Woldstedts, 1962) noch einmal fla - - zumindest bei kleineren Gerinnen in der Regel chenhafte Formungsvorgange vorkamen. Als Beispiel nur lokale bzw. regionale Giiltigkeit beanspruchen sei hier auf die Kiesgrube Alfter verwiesen, deren kann. Bodensequenz zuerst von Paas (1962 a) aufgenommen Die in anderen Periglazial-Gebieten und an grofie wurde. Fluviale Feinsande uberlagern die Schotter ren Flussen gewonnenen Forschungsergebnisse, denen der uMT, wie dies Verf. auch in anderen Aufschliissen z. von zufolge Aufschotterung und Seitenerosion im Friih fand, B. in der Kiesgrube Bornheim. Auf die sen und beginnenden Hochglazial erfolgten,wahrend Tal Hochflutabsatzen ist noch der Basaltteil einer eintiefungen charakteristisch fiir das Hoch- und vor fossilen Parabraunerde (fBt-Horizont) erhalten, an allem Spatglazial waren (vgl. u. a. Budel, 1961, 1963; kenntlich Tonanreicherungsbandern sowie einer Kremer, 1954; Mensching, 1951; Poser, 1936; starken basalen Kalkanreicherung. Daruber folgt eine Troll, 1947, 1954; Wirthmann, 1964; Woldstedt, stark verlehmte Schotterlage, die aufgrund ihrer Far 1952), erfahren durch den Nachweis differentieller bung und Schwermineralfuhrung als umgelagertes Bo drenthe-zeitlicher Erosionsvorgange somit eine Ergan denmaterial der oberen Mittelterrasse oder jiingeren zung. Analoge Schlufifolgerungen ergeben sich aus Hauptterrasse anzusprechen ist; sie wird iiberlagert von lofistratigraphischen Untersuchungen, die Brunn braunem Schwemmlehm, auf den eine Lage kryo acker (1967), Fink (1965), Gullentops & Bastin turbat gestorter, geschichteterKiese und Sande folgt. zu (1967), Paas (1962), Paepe & Vanhoorne (1967), Die Deckschicht bildet Lofi, der im oberen Teil Pecsi (1967), Rhodenburg (1967), Semmel (1968) einer Parabraunerde verwitterte. unter und Verf. durchfiihrten; auch deren Ergebnisse zei Die Bodensedimente und Schotter dem Deck - gen v. a. fiir das am genauesten gegliederte lofi sind aufgrund ihrerZusammensetzung und Lage Wiirm -, wie unterschiedlich Erosion und Akkumu rungsform als korrelate Ablagerungen periglazialer lation in den jeweiligen Arbeitsgebieten zeitlich alter Abspulvorgange anzusehen, durch die auch die fossile - - nierten. Parabraunerde vor allem am Terrassenrand In Beckenlagen gibt es viele Profile, in denen alle weithin gekappt wurde. Abschnitte des Wiirms nur durch Lofi vertreten sind, Vorziiglich erganzt werden die Befunde im Bonner wahrend als anderes Extrem diejenigen Physiotope Raum wiederum durch die Aufnahmen Winters imNW von wo iiber der uMT gelten konnen, die bis zum Ende der Kaltzeit lofi (a.a.O.) Koln, unge Otto Franzle: Zertalung und Hangbildung im Bereich der Siid-Ville 7

> wohnlich (maximal 15 m) machtige Deckschichten schreitend den Sieg iiber die solifluidale Abtragung liegen, in denen sich zwei verschiedene Sedimenta und Abspiilung davontrug. - tionsvorgange abbilden. Zunachst kamen mit Mach Interessanterweise lafit sich bei den Fliefierden des von m - aus tigkeiten 6 und mehr vorzugsweise dem Villehanges analytisch die Beobachtung Rohdenburgs Bereich der Hauptterrasse abgeschwemmte altere Losse (1967) aus der Umgebung Gottingens bestatigen, dafi (Rifi-Lofi) vermischt mit Terrassensanden facherartig namlich iibermanchen Schuppen Nafiboden auftreten, auf der Terrasse zur Ablagerung, wobei der Sand in die durch Kalkabfuhr gekennzeichnet sind. der Regel in den Schwemmlossen diffus verteilt ist. Fafit man die hier nur auszugsweise wiedergegebe nen so Der zweite Sedimentationsvorgang ist die Lofianweh Aufnahmeergebnisse zusammen, lassen sich ung, welche die heutige Landoberflache schuf. daraus folgende allgemeine Tendenzen der Hang der Ville ableiten: Letzteiszeitliche Spiilvorgange der oben geschilder formung 1. im Alt- bis Mittelwiirm der ten Art iiberpragten auch die Glacis des Villehorstes, Ablosung Abspiilung und Schwemmlosse mit Kieslinsen als korrelate Sedi durch Solifluktion; mente leiten daher weithin die wiirmzeitlichen Schicht 2. imMittel- und JungwiirmAblosung der Solifluk tion durch wobei nicht seltenHohl folgen ein. Dariiber folgt aolisch sedimentierter Lofi, Lofianwehung, an dessen Basis der durchhaltende Boden des Paudor formen ausgefullt wurden. w. Im fer Interstadials i. S. den wichtigsten pedostrati einzelnen gilt, wie schon oben erwahnt, dafi zu graphischen Leithorizont des Untersuchungsgebietes diese drei Prozesse alien Abschnitten der letzten nur bildet. Haufig hat er sich aus Solifluktionslofi gebil Kaltzeit wirksam waren, dafi sich ihr Intensitats det, der sich zwischen den basalen Schwemmlofi und verhaltnis in Abhangigkeit von der allgemeinen den aolischen Decklofi einschiebt, und nicht selten ist Klimaentwicklung und den lokalen Gegebenheiten auch der Paudorfer Boden zu Beginn des Jungwiirms entschieden veranderte. solifluidal umgelagert worden. Die entsprechenden Regionale Vergleiche zeigen, dafi in Siid-Nieder - Einzelprofile z. B. das Dellenprofil Romerstrafie sachsen eine weitgehend ahnliche Abfolge von Hang - (Nettekoven) werden an anderer Stelle im Detail Prozessen fiir die wiirmzeitliche Morphogenese be am war veroffentlicht. Besonders schon zeigen Aufschlusse stimmend (Rhodenburg & Meyer, 1966; Rho Osthang des Heppertsberges westlich Nettekoven denburg, 1967); jedoch scheint die Abspiilung insge diese Abfolge. In benachbarten Dellenprofilen ist samt geringere Bedeutung als am Niederrhein ge nicht selten auch der interglazial zu Parabraunerde habt zu haben. In Siiddeutschland steigt nach den verwitterte Rifilofi teilweise erhalten geblieben. Untersuchungen Brunnackers (1967) die Wirkung der Solifluktion der nimmt Entsprechend dem oben ausfiihrlich geschilderten gegeniiber Abspiilung, von der Donau das Bildungsmechanismus stellen diese Glacis Grenzfalle allerdings gegen Alpenvorland - nichtmehr zu, sondern eher wieder ab. der Hangformung dar; sie gehen daher sieht man Semmel(1968) fand bei seinen im Rhein-Main-Ge von den Glacis der grofien asymmetrischenVilletaler Untersuchungen - biet bei den meisten Merkmale ab nach oben in steiler geboschte Hange iiber. Altwiirmprofilen starker durch Solifluktion und Ver Deren Neigung schwankt zwischen 5 und 20?; sie Umlagerung wahrend sich der Mittelwurmabschnitt sind um so starker zerdellt, je steiler geboscht sie sind. schwemmung, durch Vorherrschen primaren Losses auszeichnet. Zu Baugruben und ein iiber 200 m langer Rohrgraben Beginn des Jungwiirms fanden wiederum sehrkraftige boten am in Alfter einen ge Villehang Gelegenheit, Solifluktionsbewegungen statt, im oberen Jungwiirm naueren Einblick in die wiirmzeitlichen Hangprozesse herrschte wieder Lofisedimentation vor. zu gewinnen, durch welche vor allem im Oberhang ausgepragt texturierte Solifluktionsdecken schuppig V entstanden. Bei ihnen wechsellagert verwitterter und unverwitterter Lofi mit Tertiarton und verwitterten Morphologische Wirkungen, die in ihrer Intensitat an Hauptterrassenschottern, und vielfach schliefien die den wiirmzeitlichen vergleichbar sind, treten am Ville Solifluktionsschuppen hangabwarts Schwemmsedi Osthang erst wieder in historischer Zeit durch die mente (Schotter bis Tone) an. Verfolgt man diesen Tatigkeit des wirtschaftenden Menschen auf. im Bereich Schuppenbau hangabwarts geringerer Vergleichende Untersuchungen, wie sieHard (1967) so stelltman eine Zunahme an Hangneigung, der Schup Dellen siidlichDuisdorf (Medinghoven) und Verf. wahrend die im penlange fest, Schuppenzahl Vertikal in den meisten Teilen des Kartierungsgebietes durch schnitt abnimmt und wenig verlagerter Lofi immer fiihrten, lassen erkennen, dafi in der Regel vor dem starker in tritt. eine Solifluk Wald Erscheinung Je junger auf dem Hauptterrassenplateau die anthropo tionsschuppe also ist, desto hoher am Hang setzt sie gene Bodenerosion die natiiriiche Oberflache ernied an und desto reicht sie in der weniger Regel hang rigte;Waldhang und oberster Ackerhang sind durch abwarts. Man sieht also formlich beim Abgehen eines eine mehr oder weniger scharf ausgepragte Wald ausreichend langen, fallinienparallelen Aufschlusses, randstufe getrennt, die vielfach mehr als 1 m hoch ist. wie die Lofisedimentation von unten nach oben fort An ihr beginnen flache Hangdellchen von wenigen 8 Erdkunde Band XXIII

Dekametern Breite, in deren Tiefenlinie die Stufe formt. Aber die verschiedentlich geaufierte Vermu jeweils ihremaximale Sprunghohe erreicht.Das Del tung, dafi auch weitgespannte Hangdellen am Ville rezent lentiefste ist also gegeniiber den Seitenhangen und hang weitgehend oder ganz und anthropogen den Gelanderiicken anthropogen kraftiger erosiert sein konnten, hat sich indes nicht bestatigen lassen. worden. Wo immer Aufschlusse in einer solchen Delle den - Der Waldrandstufe und dem Dellenquerprofil ent Lofi durchteuften z. B. beim Bau der neuen Stra sprechen ganz bestimmte pedologische Differenzie fien der Siedlung Duisdorf-Medinghoven oder in rungen: Ist die Lofidecke des Hauptterrassenplateaus Nettekoven -, zeigte sich, dafi die Hohlformen bereits und des vorgelagerten Hanges mehr als 1,20 m mach im Untergrund (Tertiar oder/und obere Mittelter tig, so stockt der Wald auf Parabraunerde bzw. Pseu rasse) angelegt und durch Lofi unter Abschwachung dogley-Parabraunerde (Franzle, 1966), wahrend die der urspriinglichen Hangsteilheit teilweise ausgeklei Stufe selbst und das Dellentiefste entsprechend der det worden ist. Nur insofern eine solche Delle auch rezente hohen Erosionsintensitat nur Pararendzinen bis Arbeitsform ist, kann sie den quasinatiirlichen Braunerde-Pararendzinen tragen. Oberflachenformen im Sinne von Mortensen (1954/ Liegt die Lofimachtigkeit auf der Hauptterrasse 1955) zugerechnet werden (vgl. hierzu auch die ana unter dem Grenzwert von 1,20 m, so ist der vorherr logen Befunde von Semmel, 1961 und Richter & schende Bodentyp der Pseudogley und im Extremfall Sperling, 1967). der Stagnogley, wahrend auf dem angrenzenden Pararendzinen kommen als Indikator intensiver am Hang jenseits der Waldrandstufe infolge der hoheren Abtragung aufier Rande der Hauptterrasse auch Lofimachtigkeit die gleichen Pararendzinen wie oben weithin auf den Riedeln der oberen Mittelterrasse vor zu mit alien Ubergangen Braunerden vorliegen. und wurden beispielsweise im Rohrgrabenprofil Alf ter Schon Fliegel (1910) hat beobachtet, dafi die aufgenommen. Die Machtigkeit des A-Horizontes Grenze zwischen ?L6fi" (Pararendzina und Anschlufi betragt hier 30 cm. Als korrelate Sedimente derarti aus typen) und ?Grauerde" (Pseudogley bzw. Stagnogley ger Abspiilvorgange finden sichKolluvien schwach nach heutiger bodentypologischer Ansprache) ?fast humosem, schluffigemLehm von teilweise mehr als uberall mit den oder 2 m Machtigkeit in Talboden und am Hangfufi des jetzigen ehemaligen Waldgren - zen in der Weise zusammenfallt, dafi das Waldgebiet Vorgebirges, beispielsweise bei Dersdorf Brenig aus aus Grauerde, das andere aus Lofi besteht". Hard (Paas, 1962 b). Weit verbreitet sind Kolluvien (a.a.O.) analysierte die hier bestehenden Abhangig A-Horizontmaterial von Parabraunerden auf den un keiten mit Hilfe pflanzensoziologischer Methoden teren Teilen der Gehangeriicken zwischen Dellen, in und konnte so auch einen vertieften Einblick in die denen erodiert wird. Erosionsvorgange imOberteil einerDelle gewinnen. Es ist eine reizvolle Aufgabe zukiinftiger Forschung, Es erwies sich, dafi in dieser Delle bestimmte Leit derartige quasinatiirliche Formungsvorgange bilanz von linien der Bodenbewegung existieren, welche sich ?in mafiig und in Abhangigkeit der Wirtschaftsweise der Anordnung der verlichteten bis oden Platze" zu erfassen. Starker noch als bisher miissen dazu und bo ausdriicken, sowie in ausgehohlten und verschiitteten physiogeographische, kulturgeographische denkundliche Arbeitsmethoden werden. Furchen. Der Materialtransport geht also intermittie verkniipft vonstatten. rend iiber jeweils kurze Entfernungen Da bei wird in der Tiefenlinie der Delle zwar erwar Literatur zur Bruchtektonik tungsgemafi starker als auf dem ostexponierten Hang Ahorner, L.: Untersuchungen quartaren erodiert; am intensivsten ist die Abspiilung jedoch der Niederrheinisdien Bucht. Eiszeitalter und Gegen wart 13, 1962, S. 24-105. auf der westexponierten Dellenflanke. P., et Dresch, Pediments et dans l'Ouest Wie auch Hard in diesem Zusammenhang betont, Birot, J.: glacis des Etats-Unis. Annales de 75, S. 514? liefern die der die Dellen Geographie 1966, Sprunghohen querenden 552. Stufenraine ein recht gutes Indiz fiir die (Hochraine) Brunnacker, K.: Die regionale Stellung der niederrheini Intensitat Erosion und Akkumulation anthropogener sdien Lofiprovinz. Sonderveroff. Geol. Inst. Univ. Koln Hochraine (vgl. auch Kittler, 1963). Diinnen die 13, 1967, S. 55-63. nach dem Dellentiefsten hin aus bzw. verschwinden Budel, J.: Eiszeitliche und rezente Verwitterung und Ab sie hier vollig, so ist das einHinweis auf durchgehende tragung im ehemals nicht vereisten Teil Mitteleuropas. Tiefenerosion. Wachst der Stufenrain bevor Pet. Mitt. Erg.heft 229, 1937, S. 1-71. jedoch - - : Die des Eiszeitklimas im zugt im Dellentiefsten ein bei verfiillten Tilken morphologischen Wirkungen Gebiet. Rdsch. S. 482 und Schluchten Fall -, so dies vor gletscherfreien Geol. 34, 1944, haufiger zeigt 519. herrschende Akkumulation an. - : Die ?periglazial"-morphologischen Wirkungen des Wohl alle auf der Karte als primar periglaziale Eiszeitklimas auf der ganzen Erde. Erdkunde 7, 1953, im Acker Formen eingetragenen Dellen fungieren S. 249-266. erodierten - und Gartenland als Transportleitbahnen : Periodische und episodische Solifluktion im Rahmen Bodens und werden dann entsprechend den Verhalt der klimatischen Solifluktionstypen. Erdkunde 13, 1959, rezent iiber S. 297-314. nissen von Bearbeitung und Bodenabtrag Otto Franzle: Zertalung und Hangbildung im Bereich der Sud-Ville 9

- : Morphogenese des Festlandes in Abhangigkeit von Terrassen und deren Deckschichten. Eiszeitalter und Ge den Klimazonen. Naturwiss. Jg. 1961, S. 313-318. genwart 12, 1962, S. 165-230 (1962a). - : - : Klimagenetische Geomorphologie. Geogr. Rdsch. 15, Bodenkarte Dersdorf-Brenig 1 : 5000. Unveroff. Ma 1963, S. 269-286. nuskriptkarte i. Arch. Geol. Landesamt NW (1962 b). Fink, J.: Die Subkommission fiir Lofistratigraphie der In Paepe, R., & Vanhoorne, R.: The Stratigraphy and ternationalen Quartarvereinigung. Eiszeitalter und Ge Palaeobotany of the Late Pleistocene in Belgium. Mem. genwart 16, 1965, S. 264-275. pour servir a l'explication des cartes geol. et minieres de la Mem. 8. Fliegel, G.: Erlauterungen zur Geologischen Karte von Belgique. Bruxelles 1967. S. 1-96. . . . Preufien Lief. 144, Blatt Sechtem. Berlin 1910. Pecsi, M.: Relationship between Slope Geomorphology and Sedimentation. Acta Geol. Acad. Franzle, O.: Geology, Relief and Soils of the Ville Re Quaternary Slope Scientiarum S. 307-321. gion. In: Geography as Human Ecology. S. 74-90. Hungaricae 11, 1967, London 1966. Poser, H.: Talstudien aus Westspitzbergen und Ostgron land. 2. f. Gletscherkunde S. Gerber: in Hormann, K., 1965. 24, 1936, 43-98. Poser, H., und T.: Studien an den Gullentops, F., & Bastin, B.: Loess quarry Nelissen at Muller, asymmetri schen Talern des Nachr. Kesselt (Mimeogr.). Guide to Excursion NE Belgium. Niederbayerischen Hiigellandes. Akad. Wiss. Kl. Nr. 1, INQUA Sub-Commission on European Loess Strati Gottingen, Math.-phys. 1951, S. 1-32. graphy. Leuven 1967. E.-A.: des vallees en Siberie. Vo Hard, G.: Lofischleier, Waldrandstufe und Delle. Deche Presniakov, L'asymetrie prossy Geol. Asii 2, 1955, S. 391-396. niana 118, (1965), 1967, S. 181-197. Rohdenburg, H.: Jungpleistozane Hangformung in der Hormann, K.: Das Langsprofil der Fliisse. Z. f. Geo Umgebung von Gottingen. In: L'Evolution des Versants, morph. N. F. 9, 1965, S. 437-456. S. 245-257. Les Congres et Colloques de l'Universite Jorre, J.: Les effets du gel persistant du sol sur le relief. de Liege 40. Liege 1967. Rev. Geogr. alpine 24, 1936, S. 329-338. - und Meyer, B.: Zur Feinstratigraphie und Palao Kaiser, KH.: Geologische Untersuchungen iiber die Haupt pedologie des Jungpleistozans nach Untersuchungen an terrasse in der Niederrheinischen Bucht. Sonderveroff. sudniedersachsischen und nordhessischen Lofiprofilen. Geol. Inst. Univ. Koln /, 1956, S. 1-68. Mitt. d. Dt. Bodenkdl. Ges. 5, 1966, S. 1-137. - : Die Hohenterrassen der Bergischen Randhohen und Richter, G., und Sperling, W.: Anthropogen bedingte die an der Ruhr. Ebenda 2, Eisrandbildungen 1957, Dellen und Schluchten in der Lofilandschaft. Untersu S. 1-39. - chungen im nordlichen Odenwald. Mainzer Naturwiss. Kittler, G. A.: Bodenflufi eine von der Agrarmorpho Arch. 5/6, 1967, S. 136-176. logie vernachlassigte Erscheinung. Forsch. Dt. Landes Semmel, A.: Beobachtungen zur Genese von Dellen und kunde 143, 1963, S. 1-83. Kerbtalchen im Lofi. Rhein-Main. Forsch. 50, 1961, H.: von Knuth, Die Terrassen der Sieg Siegen bis zur S. 135-140. Mundung. Beitr. Landeskunde d. Rheinlande 4, 1923, - : Studien iiber den Verlauf jungpleistozaner S. 1-112. Formung in Hessen. Frankfurter Geogr. Hefte 45, 1968. S. 1-133. Kopp, E., und Woldstedt, P.: Uber den Charakter der Tricart, J.: Le modele des regions periglaciaires. Traite Warmezeit zwischen Drenthe- und Warthe-Stadial in de Geomorphologie Tome II. 512 S., Paris 1967. Norddeutschland. Eiszeitalter und Gegenwart 16, 1965, Troll, C: Die Formen der Solifluktion und die S. 37-46. perigla ziale Bodenabtragung. Erdkunde 1, 1947, S. 162-175. Kremer, E.: Die Terrassenlandschaft der mittleren Mosel. - : Uber Alter und Bildung von Talmaandern. Erdkunde Arb. z. Rhein. Landeskunde 6, S. 1-100. 1954, 8, 1954, S. 286-302. Louis, H.: Ober in den Grundvor - Weiterentwicklungen : Tiefenerosion, Seitenerosion und Akkumulation der der stellungen Geomorphologie. Z. f. Geomorph. N. F. im Fliisse fluvioglazialen und periglazialen Bereich. Pet. 5, 1961. Mitt. Erg. heft 262, 1957, S. 213-226. Maruszczak, H.: der klimatischen Hauptmerkmale Hange Winter, K.-P.: Die untere Mittelterrasse im Sudteil der in den und Zonen. asymmetrie periglazialen gemafiigten Niederrheinischen Bucht. Sonderveroff. Geol. Inst. Univ. Ann. Univ. M. Curie-Sklod. B, 11, 1956, S. 161-237. Koln, 15, 1968, S. 1-138. Mensching, H.: Akkumulation und Erosion niedersach Wirthmann, A.: Die Landformen der Egde-Insel in Siid sischer Fliisse seit der Rifieiszeit. Erdkunde 5, 1951. - ost-Spitzbergen. Ergebnisse der S. 60-70. Stauferland-Expedi tion 1959/60, 2, S. 1-53. Wiesbaden 1964. H.: Die Mortensen, quasinatUrliche P.: Probleme Oberflachenformung Woldstedt, der Terrassenbildung. Eiszeit als Wiss. Zeitschr. d. Univ. Greifs Forschungsproblem. alter und Gegenwart 2, 1952, S. 36-44. wald, Jg. 4 Math.-nat. Reihe, 1954/55, S. 625-628. - : Uber die Gliederung des Quartars und Pleistozans. W.: Rezente und fossile Boden auf Paas, niederrheinischen Ebenda 13, 1962, S. 115-124. I zu ERDKUNDE XXIII, 1 Beilage Beitrag Franzle_

_Blatt NW Blatt NW ' V ,0 ^ I 0. Franzle:

Geomorphologische Karte V^'^v der Umgebung von Bonn

' U- C <\ 'a._,_,_._._.

-' >

? 0 ^ * ? ' ..-o o Vv 'o o 0 o ' ' 1 Terrassenablagerungen ' ? ' - 0 ' ?' ?~ - .Vo-.Vq'.'o ?' ?' .' ?> .' _ j, i.i.w^-;*.?J 0_ x , , *> Decksand (Auesand,Flugsand) ^r^Z^is^-^'- p^^^^^^^ Schluff(Auelehm)

v . o 0 * ./ ? Abspulung

_-!--!-1

I ^ Solifluktion J

^i^Xv^ f Verwerfung ^ ^ ^ ^ ^^N^^^^

ho^r ?, _L S^^f^rs* , ^ ^4 ^ I Terrassenrand ^W%^ / / / s l?-20m _S ? aa S_ V \ ' uber20m gp^f ^ J ' ~^ /^kv^SfV-?^?7?~f .*"* ' ^ ?* verwaschener ^^fv)*" ^ *? ' ?' * ^v^i Terrassenrand

' IIP^ iiber 20m I

* * v - verwaschener $m*%*.-7^-7???-:4j&?j)\ ^ ^ ^ v Terrassenrand ^s^^^'r\*' * ' ^^^v^r^C^? A^ Muldental.. u x , f symmetrisch ^ ^^ asymmetrisch ^%^A^ j -? /*\ '.Q /\ , 1 symmetrisch 4. ^ ~ asymmetrisch A j ^ Kastental S ^yj/.J') 0 * * ^ ^ ^* Ha"9J iiber5? I1-50(Glacis) ji^L-V Schwemmkegel * Q ]\S. /Jj^^^ *

VrvV. Bahn-, StraBeneinschnitt

Bahndamm ^^^/>* jf\ Gelande, das infolgeBebauung I aw die Situation A^^^^uA, ? geomorphologische

|x Gebiete, in denen der praquartare Untergrund ausstreicht oder nur von dunnen Deckschichten verhullt ist

_-. .- .-. Aueablagerungen L6I3 der Jiingeren Dryas-Zeit und des Holozans

0,5 0 1 1,5 2 2,5 km

MaBstab 1:25000

Kartographie: Geographisches lnstitut Bonn, Ch. Schneidewind und E.Brusshaver Grundlage: TK 25, Blatt Bonn (5208 ) und Blatt Sechtem (5207) Druck: mhbhumhhmhbhJ Landesvermessungsamt NW, Bad Godesberg, 1969