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Die Eiszeit in Europa - nordische Inlandvereisung und Alpenvergletscherung


1 Einleitung
Im Quartär werden Klimabedingungen, die Gletschervorstöße von Skandinavien bis in den Trog der Ostsee ermöglichen, als Eiszeit bezeichnet.
Stratigraphisch ist die Abgrenzung des Quartärs vom Tertiär schwierig. Da es eine langsame Abkühlung gab, wandelte sich die Flora und Fauna auch nur sehr langsam, d. h. es fehlen charakteristische Merkmale in der Lebewelt – Leitfossilien.
Das Pleistozän wurde so nach hinten verschoben, dass eine klare Abtrennung zwischen dem tertiären Pliozän und dem quartären Pleistozän möglich ist. Dies geschieht anhand der Magnetfeldes. Im Pliozän war das geomagnetische Feld der Erde normal gerichtet, im Altpleistozän, zwischen 2,4 Ma und 730.000 a) war es entgegengesetzt orientiert – die Mutuyama-Epoche. Heute befinden wir uns in der Brunhes-Epoche, in der das Magnetfeld, bis auf kurze Umpolungen, normal ausgerichtet ist (LIEDTKE; 1995) (Abb. 1).
„Während des Pleistozäns hat sich das Relief Mitteleuropas erheblich verändert.“ (LIEDTKE; 1995)


2 Gletscher
2.1 Die Entstehung von Gletschern

Schnee ist das Ausgangsmaterial aller Gletscher. Wenn er aufgrund niedriger Temperaturen längere Zeit liegen bleibt bildet sich Eis. Das Wasser wird damit dem irdische Wasserkreislauf entzogen.
Klima und die vertikalen Höhenstufen des Gebirges beeinflussen die Faktoren wie Temperatur und Schneemenge. Diese wiederum wirken sich auf den Schneefall und die Ausbildung der Schneedecke aus. Es gibt vier definierte Regionen die durch diese Eigenschaften gekennzeichnet sind:
• In Gebieten oberhalb der klimatischen Schneefallgrenze fällt mehr Schnee als Niederschlag, der durch Verdunstung und Abfluss verloren geht.
• Gebiete mit Dauerschneedecke, die sich jenseits der –3 °C-Isotherme befinden
• Regionen mit unregelmäßiger Schneebedeckung, meist auf Winter- oder Frühjahrsmonate beschränkt, die zwischen der –3 °C- und der + 4 °C – Isotherme befinden
• Bereich bis zur äquatorialen Schneefallgrenze.

Die Bildung von Eis aus Schnee erfolgt in den Sommermonaten am schnellsten. Der
in der Nacht gefallene Schnee taut während des Tages an, dadurch werden die charakteristischen Schneekristalle zerstört; und er gefriert in der darauffolgenden Nacht wieder, es entsteht körniger Firn. Dieser Vorgang wird als Relegation bezeichnet. Er wiederholt sich oft, daher wächst die Schnee- bzw. Firndecke, der Auflastdruck in der Tiefe vergrößert sich und der Firn wird gepresst. Die Firnkörner werden außerdem durch eindringendes Schmelzwasser vergrößert, damit sinkt auch der Luftanteil. Aus Firn entsteht Gletschereis. Neuschnee hat einen Luftanteil von 90 %, bei bläulich-schimmernden Gletschereis sind nur 2 % übrig geblieben.
Die Entstehung von Gletschereis variiert von Region zu Region, in den höheren Breiten dauert sie z. B. länger, auf Grund geringerer Luftfeuchtigkeit. Im Nordwesten Grönlands dauert die Gletschereisbildung beispielsweise ca. 100 Jahre, während es in Alaska teilweise nur drei bis fünf Jahre dauert.


2. 2 Gletschertypen

Es gibt vier verschiedene Gletschertypen:
• Das Inlandeis (Grönlandtyp) sind große zusammenhängende Eisdecken.
• Eisschilde (z. B. Vatnajökull) bestehen aus großen, dem Inlandeis ähnlichen Deckgletschern, die aber kleiner und weniger mächtig sind.
• Plateaugletscher oder Skandinavischer Typ (z. B. Jostedalsbre, größter Gletscher des europäische Festlandes)
• Der alpine Gletschertyp bezeichnet Talgletscher im Hochgebirge.




2. 3 Aufbau und Eigenschaften von Gletschern anhand des alpinen Gletschertypen

Ein Gletscher besteht aus zwei Hauptabschnitten, dem Nährgebiet und dem Zehrgebiet. Das Nährgebiet liegt oberhalb der Schneefallgrenze, wo eine positive Massenbilanz zu verzeichnen ist, d. h. die Menge des Neuschnees ist größer als die Verlustmenge, die durch Abschmelzen und Verdunstung verloren geht. Im Zehrgebiet herrscht eine negative Massenbilanz, da das Eis zu tauen beginnt und die Sommer oft schnee- und frostfrei sind (Abb. 2).
Die Oberflächenstruktur eines Gletschers, d. h. ob sie geschlossen oder durch Gletscherspalten zerklüftet ist) hängt von den Fließeigenschaften ab. Schmelzwasser wird freigesetzt und fließt, meist subglazial, dem Gefälle folgend zum Eisrand und tritt aus dem Gletschertor hervor. (Anzahl der Gletschertore abhängig vom Gletschertyp; Talgletscher haben nur eins) Der unterste Eisrand ist die Gletscherzunge, wo das letzte Eis den Aggregatzustand ändert und als Wasser den Gletscherbach hinab fließt.
Eine Besonderheit des Gletschereises ist, dass es auch aufwärts fließen kann, auf Grund des Firnfelddrucks. Das ist der Druck der von den Gletschermassen (Firnfeld) im Nährgebiet ausgeübt wird auf davor liegende Eismassen. Der Druck kann so groß sein das der Gletscher nach oben fließt und / oder das Untergrundgestein abschleift.
Die Fließgeschwindigkeit eines Gletschers hängt ab vom:
• Gefälle der Talsohle,
• dem Firnfelddruck,
• der Untergrundbeschaffenheit und
• dem Querschnitt des fließenden Eises.

Es kann zum Auftreten von Gletscherschwankungen kommen, d.h. die Massenbilanz ändert sich, dies wiederum hat Auswirkung auf Größe und Mächtigkeit des Gletschers. Ein Beispiel hierfür ist die Ablation. Dem Gletscher geht vor allem durch Abschmelzen und Verdunstung Masse verloren. Das kann durch Sonneneinstrahlung, Luftwärme, Luftfeuchtigkeit und oberflächlich abfließendes Schmelzwasser zu begründen sein. Die meisten Gletscherschwankungen sind witterungsbedingt und können daher jährlich auftreten
Längerfristig beobachtete Schwankungen sind allerdings auf Klimaschwankungen bzw. –änderung zurück zu führen. Klimaschwankungen haben keine große Tragweite, im jährliche Klimaablauf treten maximale Schwankungen von 0,5 K auf. Klimaänderungen dagegen können zum Klimawandel führen, wie er den Übergang von einer Warm- zu einer Kaltzeit und umgekehrt beschreibt. Zum Beispiel im 19. Jahrhundert wurde solch ein Phänomen verzeichnet, es trägt den Namen kleine Eiszeit.

3 Entstehung einer Eiszeit – moderne Eiszeithypothesen
3.1 Hypothese nach M. Ewing und W. L. Donn

Die quartäre Land – Wasser – Verteilung war günstig für die Entstehung einer Eiszeit, am Südpol befand sich ein Kontinent – die Antarktis; und am Nordpol ein Meer, welches durch Kontinente vom globalen Wasserkreislauf abgeschirmt war. Eine Eiszeit wurde begünstigt, auf Grund der Klimadifferenz zwischen polaren und äquatorialen Gebieten.
Seit dem Eozän war die Zirkulation der Weltmeere durch die Island-Farörer-Schwelle, einem Basaltmassiv, unterbrochen und es fand kein Temperaturausgleich mehr statt.
Hier setzt die Autozyklenhypothese an, es ist ein „automatischer Zyklus“ der mehrmaligen Wiederholung von Glazial und Interglazial.
Das am Beginn noch eisfreie Nordpolarmeer, stellte das Herkunftsgebiet der Niederschläge dar, bis sich die Inlandgletscher gebildet hatten. Große Wassermassen waren im Eis gebunden, so kam es zum eustatischen Absenken des Meeresspiegels. Durch die Island-Farörer-Schwelle wurde die Wasserzirkulation mit den Weltmeeren unterdrückt.
Mit der Vereisung der Arktis war das glazial beendet, die Gletscher wuchsen nicht mehr, da das Herkunftsgebiet der Niederschläge auch vereist war. Das Eis schmolz und floss ab, der Meeresspiegel stieg wieder an, die Island-Farörer-Schwelle wurde irrelevant.
Der Zyklus beginnt von neuem. (KAHLKE, 1994)


3. 2 Gegensatz – Hypothese nach A. T. Wilson

In dieser Hypothese ist der Ausgangspunkt der Vereisung die Antarktis. Das antarktische Eisschild wuchs rasch an, durch plötzliche lokale Gletschervorstöße (lokal: mehrere km/a). Es erlangte eine „übergroße Mächtigkeit“ (5000m), die die Basis des Inlandeises darstellt. Der Druckschmelzpunkt des Eises wird überschritten und es fließt allseitig ab. Auf diese Art wurden bis zu 300 m mächtige Schelfeisplatten gebildet (vom Roß-Eisschelf-Typus). Das Eis drang bis an die antarktische Konvergenz vor (heute bei 50° südlicher Länge), sie bildet die Grenze zwischen dem Warmwasser der südlichen Ozeane und dem kälteren antarktischen Wasser.
Dadurch stieg der Albedo an, d. h. die Reflexion von Strahlung durch weiße oder helle Körper (z. B. Eis und Schnee), wodurch die Absorbtion der Wärmeenergie sinkt.
Die Temperatur der Erde verringerte sich und es kam auch zur Vereisung der Nordhalbkugel der Erde.
Die Eisschilde wurden abgebaut, als der Wassernachschub nachließ. Somit sank der Albedo wieder und die Erdtemperatur stieg an, es war der Beginn des Interglazials. (Kahlke, 1994)


4 Gliederung des quartären Glazialzyklus

Die Großschwankungen des Klimas weisen im Quartär eine Wiederholung der Abfolge auf – Glaziale – sie prägen die Inlandvereisungen.
Der Glazialzyklus besteht aus globalen Klimaschwankungen, die sich mehrmals während eines Eiszeitalters (Dauer: ca. 1 – 10 Mio. a) wiederholen. Ein Glazialzyklus dauert ungefähr 100.000 Jahre.
Der Ablauf eines Glazialzyklus kann in verschiedene Stadien unterteilt werden, wie es lithologisch nachgewiesen ist.

Der Interglazialzyklus ist unterteilt in Interglazial, Anaglazial, Pleniglazial und Kataglazial.

a) Interglazial: - relativ kurze Warmphase zwischen zwei Glazialen
- in den mittleren Breiten geprägt durch Vegetationswandel von der Tundren-
zur Eichenmischwald-Vegetation
- rascher Meeresspiegelanstieg (Meerestransgression), wegen Gletscherabfluss
- Höhepunkt des Interglazials - Hypsithermal

b) Anaglazial: - Ende des Interglazials, Beginn des Glazials
- große Klimagegensätze wegen Sekundärschwankungen (Wechsel feucht – warmen mit trocknen – kühleren Klima)
- am Ende starke Abkühlung und erstes Auftreten von Inlandvereisungen

c) Pleniglazial: - relativ kurzes Hochglazial
- Zeit der größten Kälte und Trockenheit
- letztes Pleniglazials Mitteleuropas: Tundren-Vegetation

d) Kataglazial: - Ende des Glazials
- Erwärmung des Interglazials beginnt
- Klimawandel von trockenen – kalten zu warmen – feuchten Klima

Beim Wechsel von Glazial zu Interglazial und umgekehrt, ändern sich nicht nur Größe und Lage der Klimagürtel, es kommt auch zum Wandel der Luftmassenzirkulation und daraus folgend der Niederschlagsverhältnisse.
Glaziale sind nochmals unterteilt in Stadiale und Interstadiale. Stadial ist die Phase in der Eisvorstoß erfolgt während einer Eiszeit; Interstadiale sind wärmere Abschnitte in denen das Eis zwar nicht abgebaut wird, es sich aber zurückzieht. (Kahlke, 1994)


5 Die nordische Innlandsvereisung

In Skandinavien kam es zur Ausbildung einer Inlandvergletscherung auf Grund der Meeresnähe. Beim Abfluss des Inlandeises in Richtung Westen wurden die Fjorde geschaffen, das Eis wurde durch seine Gesamtmächtigkeit bewegt. Während eines Glazials war Skandinavien von einer bis zu 3.300 m mächtigen Eismasse überdeckt (Grossmann, 1980). Auf dem eisbedeckten Gebiet kam es wegen dem Auflastdruck zu glazial-isostatischen Ausgleichsbewegungen, d.h. mit dem Anwachsen des Eises senkte sich das Land ab, z. B. ein vor 9.000 Jahren gebildeter Strand befindet sich heute in 300 m Höhe. Bei Abnehmender Eismächtigkeit setzten Hebungsprozesse wieder ein. (Kahlke, ).
Während der Inlandvereisung bewegte sich der Haupteisstrom im Trog der Nordsee, dieser trat aber über seine Begrenzungen hinweg und drang nach Mitteleuropa vor (Abb. 3).
Eine zwischen zwei Glazialen eingeschobene Warmzeit war relativ kurz mit nur 10.000 – 20.000 Jahren. In dieser kurzen Zeit bildeten sich Paläoböden (Parabraunerde, semiterrestrische Böden), außerdem sind feinkörnige Altwassersediment (Ton, Torf, Kieselgur), Quellkalke und Strandterrassen zu finden. Diese sind allerdings schwer zuzuordnen da die Sedimentation auf dem Festland nicht lückenlos verlief (Kahlke, ).


5. 1 Gliederung der Eiszeit und Frühquartär

Penck stellte die Vermutung auf, dass Norddeutschland , wie die Alpen, dreimal vereist war. Die wurde anhand von Geschiebemergel von Keilhack (Berlin, 1896) und Gottsche (Hamburg, 1897) nachgewiesen. Erst später wurden ältere Spuren weiterer quartärer Vereisungen bekannt.

Zu Beginn des Quartärs fand eine langsame Abkühlung statt. Es ist zu vermuten, dass die erste Inlandvereisung nicht über Skandinavien hinaus wirkte. Erst die Menap-Vereisung (zeitlich Parallel zur Günz-Kaltzeit; 1,17 Ma – 1,0 Ma [LIEDTKE; 1995]) ist durch Ablagerung kiesiger Sande, dem „Komplex von Hatten“, im deutsch-niederländischen Grenzgebiet nachzuweisen. Der „Komplex von Hatten“ besteht aus fluvialen Kiesen, die nordische Geschiebe beinhalten, das haben Borungen in der Nähe der Gorlebener Salzstockes ergeben (MÜLLER; 1986).
Den Zeitraum 0,85? Ma – 0,76 Ma (LIEDTKE; 1995) wird als Cromer-Komplex bezeichnet. Es wurden Schmelzwassersande eines nahen Eisrandes abgelagert (RÜEGGE, ZANDSTRA; 1977). Der Cromer-Komplex ist als Ablagerung auf dem Salzstock von Gorleben vollständig erhalten, es sind keine Moränen nachweisbar. Auch in Polen ist eine zweiphasige Vereisung vor der Elster-Kaltzeit bewiesen – die Narew-Vereisung (RZECHOWSKI, 1986)


5. 2 Die Elster-Kaltzeit

Die Elster-Kaltzeit, von 0,76 Ma – 0,585 Ma (LIEDTKE; 1995) ist zeitlich gleichzusetzen mit der Mindel-Vergletscherung der Alpen. Über die Gliederung ist wenig bekannt, sie besteht wahrscheinlich aus zwei Vorstößen, der Zwickauer und Markranstädter Phase, die gut im Süden der Leipziger Tieflandsbucht zu erkennen sind. Erstmals gelangten Gletscher aus Skandinavien bis an den Rand der Mittelgebirge und gestalteten die Landoberfläche komplett um. Die Wirkung des Eises war dabei geringer als die des Wassers. (EHLERS, )
Die Elster-Kaltzeit schuf in den Randgebieten der nordischen Inlandvereisung ein Tiefrinnen-System , dass radial zum Eisrand hin verläuft. Dieses Rinnensystem entstand subglazial durch Schmelzwasser-Erosion und Gletscherschurf und wurde mit Schmelzwassersanden verfüllt. Moränenmaterial wird oft als Kiesellager fehl interpretiert. Beim Eis-Abfluss bildeten sich in den unverfüllten Teilen Rinnen-Stauseen, in denen es zur Sedimentation von Tonen und Schluffen kam. Die „Lauenburger Tone“ gelten heute als stratigraphischer Leithorizont, und sind vom Osten Deutschlands bis in die Niederlande nachzuweisen.
Im Westen ist die genaue Eisgrenze nicht bekannt, da elsterzeitliche Ablagerungen während der Saale-Kaltzeit überformt wurden, die hier weiter vorstieß. Ihr Verlauf kann nur noch vermutet werden. Sie ist in der Stauchmoräne der saalezeitlichen Rehburger Phase, westlich der Weser nicht nachgewiesen, obwohl sogar tertiäre Schichten betroffen waren (MEYER, 1987) (Abb. 4) .
Die Elster-Kaltzeit hat nur indirekt zur Landschaftsgestaltung beigetragen, da ihre Spuren während der folgenden Vereisungen ausgelöscht wurden.


5. 3 Die Holstein-Warmzeit

Der Übergang von der Elster-Kaltzeit zu Holstein-Warmzeit war im westlichen teil Schleswig-Holsteins vollmarin (KNUDSEN, 1986). Ihre Dauer betrug ca. 15.000 bis 16.000 Jahre (MÜLLER, 1974a; MEYER, 1974). Ihr Ablauf ist allerdings nicht genau geklärt, da zwei verschiedene Schichtfolgen von Wacken auf zwei unterschiedliche Warmzeiten hindeuten (DÜCKER, 1969; MENKE, 1980), eine unvollständige marine Ablagerung ist durch Feinsande überdeckt. Hinzu kommt eine ca. ein Meter mächtige Torfschicht. Ihre anorganischen Bestandteile sind namensgebend – es ist das Wacken-Interglazial (DÜCKER, 1969; MENKE, 1980), in der DDR auch als Dömnitz-Interglazial bezeichnet (ERD, 1973).
Durch limnische Vorkommen (Kieselgur) in der Lüneburger Heide lässt sich die Vegetationsentwicklung nachvollziehen.


5. 4 Die Saale-Kaltzeit

Während der Saale-Kaltzeit (0,35? Ma – 0,128 Ma [LIEDTKE; 1995]) gab es drei bedeutende Vorstoßphasen, welche die ältere, mittlere und jüngere Moräne bilden (Abb. 4). Abhängig vom Autor sind diese zwei Stadien zusammengefasst, das ältere Drenthe-Stadium und das jüngere und besser ausgeprägte Warthe-Stadium (LIEDTKE; 1995). Dies resultiert aus den unterschiedlichen Eigenschaften. Die beiden älteren Vorstöße haben eine ähnliche Geschiebeführung, die beiden jüngeren hatten ähnliche eisdynamische Gegebenheiten (EISSMANN, 1967). Zu Beginn der Vereisung dominierte norwegisches bis mittelschwedisches Geschiebe, am Ende wuchs auch der Einfluss von Geschiebe aus dem östlichen Fennoskandinavien.

Die Saale-Kaltzeit begann mit einer längeren nicht-glazialen Kaltphase, die durch mehrere schwache Erwärmungsphasen gekennzeichnet war, dies ist in den Niederlanden gut dokumentiert, wo es zwei Interstadiale gab – Hoogeveen, Bantega (ZAGWIJU, 1973).
Für die ältere saalezeitliche Vereisung ist die Rehburger Endmoräne charakteristisch (EHLERS,), die hier eine Stillstandphase kennzeichnet und beim weiteren Vorrücken des Eises überfahren und überformt wurde (LIEDTKE; 1995). Moränen der Niederlande und des westlichen Niedersachsens bestehen aus einer braunroten tonigen Grundmoräne baltischer Fazies. Im Osten Deutschland allerdings ist das Geschiebespektrum der Saale-1-Endmoräne schwedisch geprägt.
Am Ende der älteren Saale-Kaltzeit schmolzen die Gletscher bis nach Skandinavien ab. Eine für Interstadiale typische Meerestransgression lässt sich im Nordseeraum aber nicht nachweisen. Es gibt auch keine organische Ablagerungen, sondern Vorkommen ausgeprägter Bodenbildung (Bleichlehme) (PICARD, 1959; STREMME, 1960; 1979; FELIX-HENNIGSEN, !979; 1983), daher die Bezeichnung Treene-Warmzeit. Sie ist vergleichbar mit dem Odinzovo-Interglazial bei Moskau, die klimatischen Verhältnisse sind unbekannt, waren aber wahrscheinlich kühl – humid.
Die Lamstedter Endmoräne kennzeichnet die Haupteisrandlage der mittleren Saale-Vereisung. Die Grundmoränen der beiden älteren saalezeitlichen Vorstöße unterscheiden sich am höheren Anteil von Material der Oberkreide in der mittleren Grundmoräne.
Am Ende der mittleren Saale-Vereisung setzte wiederum eine Abschmelzphase ein, der Eisrand wurde mindestens bis zur Ostsee zurück verlagert. Durch den ungehinderten Schmelzwasserabfluss kam es kaum zur Aufschüttung von Schmelzwassersandkörpern. Im Raum Hamburg wurde die Senke der Elbe zum Abfluss von Schmelzwasser genutzt. (EHLERS, 1987)
Die äußerste Endmoränenlage der jüngeren Saale in Niedersachsen sind die Harburger Berge, die zwar älter angelegt sind, aber überformt wurden. Nach dem Abschmelzen der Gletscher in Schleswig Holstein setzte das Tieftauen unter Schmelzwassersedimenten ein (STEPHAN, 1974). Entstehende Hohlformen wurden mit eemzeitlichen Sedimenten verfüllt (z. B. Torfe)
Im Norddeutschentiefland hinterließ sie eine Jungmoränenlandschaft.


5. 5 Die Eem-Warmzeit

Die Eem-Warmzeit (0,128 Ma – 0,115 Ma [LIEDTKE; 1995]), die jüngste Warmzeit vor dem Holozän, war auch wärmer als das heutige Holozän. Sie war gekennzeichnet durch marine Transgression in Niedersachsen. Bei Rendsburg in Schleswig-Holstein gab es eine Verbindung zwischen Nord- und Ostsee. Der Meereshöchststand lag allerdings unter dem heutigen. Limnische Eem ist in geschlossenen Hohlformen der Altmoränengebiete und Flusstälern erhaltern (EHLERS; ).


5. 6 Die Weichsel-Kaltzeit

Die Weichsel-Kaltzeit, die jüngste der Kaltzeiten in Mitteleuropa, begann vor 115.000 Jahren und dauerte bis vor 10.000 Jahren. Sie drang auch nicht so weit vor die beiden vorherigen Eiszeiten. Von den drei Vorstößen überquerte keine die Elbe, hinterließen aber Spuren südlich von Berlin (Abb. 4). Endmoränenzüge beschreiben die Eisrandlagen, es gibt eine äußere, eine mittlere und eine innere. Die mittlere Endmoräne ist am kräftigsten ausgebildet und wird als Pommersches Stadium bezeichnet (WOLDSTEDT & DUPHORN, 1974).
„Das Inlandeis war ein [..] Renner!“ (LIEDTKE; 1995, S. 270) Innerhalb von 6.000 bis 7.000 Jahren rückte es von Mittelschweden bis zum Spreewald vor, das entspricht jährlich 100 bis 125 m. Es zog sich fast eben so schnell wieder zurück, in 8.000 bis 9.000 Jahren (letzter Gletschervorstoß). Dadurch fehlte ganzen Gürteln der Nachschub und es kam zum streifenweisen Abtauen. Das stagnierende Eis wurde teils verschüttet, so entstanden Senken, die erst zu Beginn des Holozäns komplett austauten (LIEDTKE; 1995).
Die Klimageschichte der weichselzeitlichen Vereisung lässt sich auch gut rekonstruieren. In geschlossenen Hohlformen, über Eem-Ablagerungen, zeugen fossile Böden von den Interstadialen, es kam erst zum Ende der letzten Kaltzeit zur Klimaverschlechterung und Klimaschwankungen (EHLERS; 1990).
Der typische Formenschatz einer Jungmoränenlandschaft entstand erst im letzten Eisvorstoß vor ca. 25.000 bis 12.000 Jahren (LIEDTKE; 1995)


5. 7 Die Zonierung der Oberfläche durch die Inlandvereisungen

Da es in Norddeutschland drei Inlandeisbedeckungen gab, sind in verschiedenen Regionen die Oberflächenmerkmale unterschiedlich stark ausgebildet.

Gesteinsbedingte Zonierung
• Eis über tertiären Lockermaterial – Dieser Untergrund ist leicht zu verformen, wie der Ostseeraum zeigt.
• Eis über dem Festgestein – Die Oberfläche konnte nur minimal verformt werden, da sich das Eis der Oberfläche anpassen musste. Es wurde Lockermaterial abtransportiert und Gesteinsbrocken abgebrochen. So ist die Entstehung von Gletscherschrammen und Strudellöchern zu erklären, Pässe wurden erweitert.
• In akkumulativen Hinterlassenschaften in Senken blieb glaziales Material liegen.

Zonierung nach Einwirkung des periglazialen Einflusses
• Vor allem in Jungmoränenlandschaften ist dieser Einfluss gering, da das Abschmelzen relativ schnell geschah und die Landschaft schnell durch Vegetation bedeckt wurde.
• glaziär kräftig beeinflusste Jungmoränenlandschaft
• Altmoränengebiete im Lockergestein, die glaziär umgestaltet wurden. Daher kam es im Periglazial zu intensiven Abtragungserscheinungen und Akkumulation in Senken.
• Gebiete im Festgestein, die nur schwach glaziär beeinflusst waren, in denen aber eine starke periglaziale Abtragung stattfand (LIEDTKE; 1995)



6 Die Alpen- und Alpenvorlandsvergletscherung

Im Quartär kam es durch rasche Klimaveränderung zu einer Schneegrenzendepression um ca. 1.200 m, die im Mindel- und Riß-Glazial um weitere 100 bis 200 m gegenüber heute sank. Die Gebirgsgletscher drangen auch bis in das Gebirgsvorland vor. Die Fläche der quartäre Eisbedeckung der Alpen war kleiner als die der nordischen Inlandvereisung Im Gegensatz zum Skandinavischen Hochland ragten Bergspitzen aus dem Eis heraus. Im Inneren der Alpen gab es keine einheitliche Eisdecke, sondern sie wurde durch Berge unterbrochen. Viele Berge waren Kare, an denen sich weitere, lokale Gletscher bildeten – das Eis floss von den höchsten Partien in verschiedene Richtungen ab (TAGE, 1983).
Albrecht PENCK erkannte, dass der Formenschatz des Reliefs und die diluvialen Ablagerungen Gletschervorstöße im Alpenvorland anzeigen (PENCK & BRÜCKNER, 1901 – 1909). Er erbrachte den Nachweis, dass mehrere übereinander gestaffelte Schotterfelder hinter einem Endmoränengürtel die Zeugen verschiedener Eiszeiten sein müssen (z. B. bei Memmingen). PENCK konnte vier Schotterfelder unterscheiden und schlussfolgerte daraus, dass vier quartäre Eiszeiten über das Alpenvorland gezogen sein müssen, und benannte sie nach ihren Typusregionen an vier Flüssen des Alpenvorlandes (Günz, Mindel, Riß, Würm [Abb. 5]). Später wurden noch weitere quartäre Eiszeiten benannt: Donau-Eiszeit (EBERL, 1930), Biber-Eiszeit (SCHAEFER, 1956/ 57), Haslach-Eiszeit (SCHREINER & EBEL, 1981) .
Vollständige Profile für die jüngeren Eiszeiten findet man im nordöstlichen Rheingletschergebiet (SCHREINER & EBEL, 1981) und für die älteren Kaltzeiten an der Aindlinger Terrassentreppe, östlich des unteren Lechs.
Ein Problem bleibt aber weiterhin bestehen, da man die Alpenvergletscherung nicht eindeutig mit der nordischen Inlandvereisung parallelisieren kann (LIEDTKE; 1995).


6. 1 Die Ausbreitung der Vereisung in den Nord- und Südalpen

Im Süden, an der Grenze des alpinen Bergmassivs an die Po-Ebene, kam es zu einem Gletscherstau und das Eis verlief in vielen separaten Talgletschern. Die Front ist geprägt durch viele Endmoränenbögen, daher auch die Bezeichnung Moränen-Amphitheater. Da das Gebirge relativ abrupt in die Ebene übergeht stießen, die verschiedenen Vergletscherungen etwa gleich weit vor. Es entstand eine komplexe Moränenstruktur, die aus mehreren Endmoränen gebildet wurde. Im Inneren der Endmoränenbögen entstanden durch Glazialerosion große Felsbecken. In diesen Becken, der nord-italienischen Randalpen, stauten sich Seen an - der Lago Maggiore, der Lago di Como und der Lago di Garda (von West nach Ost).
Im Norden, wo das Klima kühler war, waren die Hänge weniger stark geneigt. Die Gletscher flossen hinunter ins Vorland, wo sie sich zu großen Vorlandgletschern vereinigten. Diese Vorlandgletscher waren vom selben Typ, wie der heutige Malaspina-Gletscher in Alaska. Es sind im nördlichen Alpenvorland kaum zusammenhängende Endmoränenkomplexe zu finde, da die verschiedenen Gletscher unterschiedlich weit vorstießen. An einigen Stellen wurde das darunter liegende Juragebirge überdeckt, wie das Zentralmassiv bei Lyon durch den Rhone-Gletscher. Die Vereisungslinie verlief nördlich des Bodensees, südlich Münchens bis 80 km süd-südwestlich von Wien.
In der Schweiz drang das Riß-Glazial am weitesten in das Vorland vor, während in den deutschen Voralpen die Mindel-Eiszeit die größte Ausdehnung besaß (TAGE, 1983) (Abb. 6).


6. 2 Die Eiszeiten im älteren Pleistozän

Die beiden ältesten quartären Vereisungen – Biber- und Donau-Eiszeit – hinterließen glaziofluviale Formen im Alpenvorland auf der Riß-Iller-Lechplatte. Die Riß-Iller-Lechplatte nimmt eine besondere Position ein, da sie günstige Voraussetzungen bot, frühe Eiszeitspuren zu konservieren. Auf Grund von Hebungsbewegungen kam es zur verstärkten Akkumulation und zu zahlreichen Talwechseln der Schmelzwasserströme, die sich in die Randbereiche der anstehenden, verwitterungsanfälligen tertiäre Molasse-Abfolgen einschnitt. Es kam zu Umkehrung der ursprünglichen Reliefverhältnisse, ehemalige Rinnefüllungen wurden zur Bekrönung der Molasseriegel, daher stammt die Bezeichnung Deckenschotter (LIEDTKE; 1995).
Die ältesten Deckenschotter (= Hochschotter) auf der Riß-Iller-Lechplatte stammen von der Ur-Iller im Biber-Komplex, sie sind auch auf der Aindlinger Terrassentreppe zu finden (TILLMANNS u. a., 1983). Auch aus dem Biber-Komplex stammen die Ober- und Mittelschotter (GRAUL, 1943). Die größte Ausdehnung erreichte der untere Deckenschotter, die Typusablagerung des Donau-Komplexes (Abb. 7).





6. 3 Vom Günz-Komplex bis zur Riß-Eiszeit im Alt- bis Mittelpleistozän

Die älteste der altpleistozänen Schotterbildungen gehört dem Günz-Komplex an, sie ist ebenfalls an der Aindlinger Terrassentreppe zu finden, allerdings bilden sie am Innenrand Zwischenterrassen, die tiefer liegen als die Terrassen der Deckenschotter.
Die Schmelzwasser der Illergletscher (Günz-Komplex) flossen im Mindeltal ab, entsprechende Schotter fehlen aber heute, da das Mindeltal auch in den späteren Kaltzeiten die Hauptabflussrinne darstellte. Eine Ausnahme stellt das Gebiet des Isar-Loisbach-Gletschers dar, sämtliche pleistozäne Ablagerungen sind hier unter den Moränen und Schottern der letzten beiden Eiszeiten erhalten geblieben (LIEDTKE; 1995).
Eine Sonderstellung im Altpleistozän nimmt die Haslach-Eiszeit ein, diese wurde erst recht spät als solche erkannt. Ihr Schotter sind nur an einer Stelle im deutschen Alpenvorland nachgewiesen – die Haslach-Schotter im Nordosten des Rheingletschergebiets (SCHREINER & EBEL, 1981). Es ist aber auch auf der Traun-Enns-Platte eine zwischen Günz und Mindel-Eiszeit eingeschobene Eiszeit bekannt (KOHL, 1977).
Die Mindel-Eiszeit hinterließ im Alpenvorland die erste komplette glaziale Serie, mit der Typuslokalität bei Manneberg-Brandholz im Vorland des Illergletschers. In der Mindel-Eiszeit sind erstmalig Übertiefungen nachgewiesen. Diese wurden durch glaziale Erosion der Zungenbecken, am Ausgang großer Alpentäler, geformt. Es bildeten sich Bachtäler, deren Fließrichtung entgegengesetzt zur Fließrichtung des Eises war. Dadurch wurde die Entstehung von Zweigbecken in der darauffolgenden Riß-Eiszeit gefördert
Die Riß-Eiszeit erreicht in weiten Teilen des Alpenvorlandes die größte Ausdehnung. Das ist durch ihre glaziale Serie und Hochterrassen nachgewiesen. Die Typuslokalität ist das Rißtal bei Biberach im nördlichen Rheingletschergebiet. Die Riß-Eiszeit hat drei wesentliche Vorstoßphasen: die ältere (Zungen-Riß), die mittlere (Haupt- oder Doppelwall-Riß) und die jüngere Riß (LIEDTKE; 1995). Die Riß-Eiszeit ist auch geprägt durch eine starke reliefformende glazialerosive Ausräumung; Tallängsprofile sind stark übertieft. Es war unter anderem eine Folge häufiger Talwechsel (z. B. der Donau, der Iller und des Rheins). Zu den Talwechseln kam es im Vorfeld der risszeitlichen Gletscher durch Schotterakkumulation und darauffolgende Überlaufdurchbrüche (HABBE, 1991).




6. 4 Die Würm-Eiszeit im Hoch- und frühen Spätglazial des Jungpleistozäns

Von allen Eiszeiten ist die Formenvielfalt der Würm-Eiszeit am vollständigsten und am besten erhalten. Diese stammt hauptsächlich aus der glazialen Serie des letzten Gletschervorstoßes mit seinem Maximalstand vor 18.000 Jahren (Dauer: 10.000 Jahre), ältere Gletschervorstöße wurden dabei überfahren und überformt (LIEDTKE; 1995). Die inneren Teile des Eisvorstoßes sind durch Felsbecken (Stammbecken) gekennzeichnet. Während des Abschmelzens wurde hier das Wasser zurückgehalten, so dass Stauseen entstehen konnten. Diese wurden später mit Ton und anderen Sedimenten verfüllt, es entstanden große Ebenen die heute einen sumpfigen Charakter haben (TAGE, 1983).
Es wird erklärt am Inn-Chiemsee-Gletscher (TROLL, 1924), wo vier glaziale Stadien wirkten: das Kirchseeoner, das Ebersberger, Ölkhofener und das Stephanskirchener.
„Die Endmoränen der drei äußeren Stadien umrahmen die Zweigbecken vor dem Rosenheimer Stamm- und Zungenbecken des Gletschers, die des Stephanskirchener Stadiums liegen auf der Schwelle zwischen Stamm- und Zweigbecken.“ (LIEDTKE; 1995, S. 456) An den rumpfwärts gelegenen Enden der Molasserücken, liegen bei den Moränen vom Stephanskirchener und Ölkofener Stadium Drumlinfelder. Die Molasserücken trennen die Zweigbecken voneinander ab.
Die Entwässerung der Gletscher erfolgte während der Hochstände über die Stirn oder die Flanken der Moränen. Das Ebersberger Stadium, z. B., schuf Durchbrüche durch die Moräne der Kirchseeoner Phase. Durch lokale Erosionen entstanden sogenannte „Trompententälchen“, die die Endmoräne überqueren bis zu den Nierderterrassen (gleiche Ausrichtung wie Hochterrassen), wo sie als Schwemmkegel (Schotterzunge) enden.
Die Einteilung in vier Stadien, wie TROLL, kann nicht auf andere Gletschergebiete des Vorlandes übertragen werden, im westlichen Rheingletschergebiet sind neun Phasen erkennbar (ERB, 1931; 1934; SCHREINER, 1974).


7 Formenbildung
7. 1 Glaziale Formenbildung

Eis wirkt als exogener Faktor auf die Entstehung und Formung des Reliefs. Davon ausgelöste Prozesse sind Abtragung, Transport und Ablagerung. Es gibt drei Formen der Abtragung:
• Detersion ist die wirkende Kraft auf den Gesteinsuntergrund, ausgelöst wird sie durch Feststoffe, die an der Gletscherbasis mitgeführt werden.
• Als Detraktion bezeichnet man den Vorgang des Herausbrechens von Gestein, welches am Gletscherboden angefroren ist (Abb. 8).
• Bei der Exaration werden Fels- oder schon vorher existierende Lockergesteine ausgeschürft, aufgefaltet oder ausgeschuppt. Dies geschieht meist an der Gletscherstirn.

Daraus entstanden zwei bestimmte Typen von Landschaften, eine geprägt durch glaziale Abtragung, die andere charakterisiert durch glaziale Ablagerung (FRAEDRICH, 1996).


7. 2 Formen entstanden durch Glazialerosion

Im Bereich der Gebirgsvergletscherung entstanden durch Glazialerosion zwei typische Formen – Trogtal und Gletscherkar. An den Karen entstand die Gebirgsvergletscherung. In Mulden (an hohen Bergen) sammelte sich Schnee an, der auch im Sommer nicht taute, es kam zur Verfirnung und Bildung von Gletschereis. Dieses begann allseitig bergab zu fließen, es setzten Detersion und Detraktion ein, die Hänge wurden versteilt und es entstand die charakteristisch leicht gewölbte Karform, Kämme und Grate (LIEDTKE; 1995) (Abb. 8). Das Eis floss weiter in Täler, die es auch erodierte, sowohl an der Basis (Tiefenerosion) als auch an den Seiten (Seitenerosion). Auch hier wirkten Detersion und Detraktion. Durch das Andauern dieser Prozesse wurden aus den Kerbtälern, des Falt- und Deckengebirges Alpen, u-förmige Trogtäler gebildet (z. B. Talung Königsee – Obersee – Fischunkel im Berchtesgadener Land) (Abb. 8). Trogtäler treten nicht nur in Gebieten der Gebirgsvergletscher auf, sondern auch in Skandinavien und Spitzbergen, wo die nordische Inlandsvereisung ihren Ursprung hat (FRAEDRICH, 1996). Im Längsverlauf der Gletscher wurden verschieden Gefällestufen herauspräpariert. Nebentäler wurden durch geringere Erosionsleistung zu Hängetälern. Der Wasserabfluss erfolgte durch Wasserfälle, Kerbtäler oder Klammen (z. B. Breitachklamm bei Oberstdorf).
Ein spezifisches Merkmal von Glazialerosion ist auch die Übertiefung bestimmter Talabschnitte, d. h. es wird ein ungleichsinniges Gefälle geschaffen, dass talabwärts durch eine Schwelle begrenzt wird (LIEDTKE; 1995).
Durch die Kraft des Eises wurden oft Gesteine und Felsen herausgebrochen, diese hinterließen dann in der Landschaft ihre Spuren. Gletscherschrammen wurden geritzt und Rundhöcker, entstanden aus ehemaligen Felsrücken, die durch das Eis abgeschliffen wurden (z. B. Schären an der Küste Skandinaviens)(FRAEDRICH, 1996).
In den Alpen ist die Glazialerosion der Würmzeit von eher geringerer Bedeutung. Bei Bohrungen und Aufschlüssen wurde festgestellt, dass verdichte Lockersedimente unter nicht-verdichteten zu finden waren. Erklärt wird es damit, da die Lockersedimente im Untergrund durch die Eislast der würmzeitlichen Gletscher verdichtet wurden. Es ergibt sich daraus, dass die Trogsohle im anstehenden Gestein schon eher tiefergelegt sein musste – in der Riß-Eiszeit oder älteren Vergletscherungen (LIEDTKE; 1995).


7. 3 Oberflächenformen einer Jungmoränenlandschaft

Als Jungmoränenlandschaft bezeichnet man Gebiete, die durch glaziale Ablagerungen (Weichsel- oder Würm-Eiszeit) geprägt wurden. Das Inlandeis schuf die Grundformen der Reliefumgestaltung und der Oberflächenformung. Auch heute bedeutende Becken und Rinnensysteme wurden geschaffen.
Die glaziale Serie ist das wohl wichtigste oberflächen-prägende Element, ihre Beschaffenheit ist abhängig vom den Gegebenheiten des Entstehungsortes. So sind die glazialen Serien der Würm- und Weichsel-Eiszeit unterschiedlich ausgebildet.
Die Gestaltung der Gebiete, geformt durch die nordische Inlandvereisung, erstreckte sich über den Westen und Süden der Ostsee, sowie nördlich und östlich des Maximalstandes des weichselzeitlichen Eises, gekennzeichnet durch die Brandenburger Eisrandlage. Ihre Form ist anders ausgebildet als in langzeitlich fluvial geprägten Räumen.
Jungmoränenlandschaften des östlichen Deutschlands sind seenreich, besitzen viele geschlossene Hohlformen (Wannen, Kessel, Sölle), ein unübersichtliches, „unreifes“ Gewässernetz und ein relativ junges Glazialrelief. Im Gegensatz dazu sind die Jungmoränenlandschaften Westdeutschlands weniger seen- und hohlformreich, dies ist auf ein höheres Alter zurück zu führen: „Bei näherer Betrachtung zeigt sich, dass derartige greisenhafte Züge der Landschaft nach dem Rand der Vereisung zu rasch an Umfang gewinnen; [...], und das gesamte Land nimmt die Physiognomie eines lediglich durch Denudation und Erosion herausgearbeiteten Reliefs an.“ (PENCK, 1887 (S. 510): Das Deutsche Reich) Die Unterteilung einer Jung- und einer Altmoräne stammt auch von ALBRECHT PENCK & EDUARD BRÜCKNER (1901 – 1909).
Jungmoränenlandschaften sind formenreich und es treten verschiedene Begleitformen der glazialen Serie auf, die aber bei der nordischen Inlandvereisung anders aufgebaut ist als bei der Alpenvergletscherung (LIEDTKE; 1995):
• Drumlins sind durch Gletscherbewegung geschaffene stromlinienförmige Höhenrücken, wobei die Längsachse parallel zur Fließrichtung des Eises verläuft (PRESS & SIEVER, 1995). Er besitzt eine asymmetrische Form: die dem Eis zugewandte Seite ist steiler als die dem Eis abgewandte. Ein Drumlin besteht meist aus gepressten Moränenmaterial, daher kann er u. a. aus einer überfahren Grundmoräne entstanden sein (AHNERT, 1996) (Abb. 9).
• Kames entstanden in Zwischenräumen von Toneisblöcken, wo Schmelzwasser Sanden, Schotter, Kiesen und Moränenschutt ablagerte (HENDL & LIEDTKE, 1997). Es sind Einzelformen, die kleine Wälle oder flache Hügel bilden (PRESS & SIEVER, 1995).
• Oser sind relativ lange (bis mehrere 100 m) wallartige Schmelzwasserablageringen aus Schottern und Sanden. Es ist eine Ersatzform von Sander, wenn eine flächenhafte Ausbreitung nicht möglich ist, auf Grund von Eiszerfall und wenig bewegten Eis.
• Bei der Inlandvereisung entstanden außerdem glaziäre Rinnen und Tunneltäler, die oft eine Länge von mehreren Kilometern erreichen können. Ihre Entstehung ist auf das Zusammenwirken von Gletscherschurf und dem Abfließen subglazialen Schmelzwassers zurück zu führen (LIEDTKE, 1995).

Der Seenreichtum einer Jungmoränenlandschaft ist zu begründen mit Toteis. Abgescherte Reste des Inlandeises wurden zum Ende des Glazials verschüttet, da sie erst am Beginn des Holozäns vollständig getaut und bis dahin vor Sedimentation geschützt waren, hinterließen sie Hohlformen. Diese wurden mit Wasser gefüllt (bei wasserdurchlässigen Schichten nur bis zur Höhe des Grundwasserspiegels) (LIEDTKE, 1995).




7. 4 Die glaziale Serie

Die „glaziale Serie“ der Inlandvereisung besteht aus Grundmoräne mit Zungenbecken, Endmoräne, Sander und Urstromtal (Abb. 10). Die Grundmoräne kann flach bis wellig oder kuppig sein (LIEDTKE, 1995). Die flach bis wellige Grundmoräne entstand subglazial und relativ weit weg vom Eisrand, die Eismächtigkeit darüber betrug noch mehrere 100 m, so das es keine Gletscherspalten gab, das vom Gletscher mitgebrachte Material blieb nach dem Abschmelzen dort liegen. Kuppige Grundmoränen entstanden in der Nähe vom Eisrand, wo das Eid dünner war; und oftmals mit Gletscherspalten auftraten, die Spalten wurden von unten her mit Moränenmaterial verfüllt (FRAEDRICH, 1996). Sie besteht aus Material überfahrener Moränen oder vom Eis transportierten Materials.
Die Endmoränen entstanden direkt am Eisrand, und das vor ihm hergeschobene. Material wurde durch Detersion und Exaration beeinflusst. Nach Abschmelzen des Eises hoben sich die Endmoränenwälle vom sonst flacheren Untergrund ab. Es gibt zwei Arten von Endmoränen. Die Satzendmoräne (Abb. 9) entstand bei stehenden oder zurückweichenden Eisrand, ihre Höhe beträgt 30 m – 40 m und ist damit geringer als bei der Stauchmoräne. Die Stauchmoräne (Abb. 8 & 9) wurde durch eine stagnierende Eisrandlage geschaffen, die sich aber nicht zurück zog sonder noch einmal nach vorne geschoben wurde. Das abgelagerte Moränenmaterial wurde dadurch weiter ineinander und übereinander geschoben – es wurde gestaucht(FRAEDRICH, 1996).
Vor der Endmoräne, im periglazialen Bereich, sind feinere Materialen als in der Grundmoränen durch das Schmelzwasser abgelagert wurden. Es entstand auf geringen Gefälle eine ebene Aufschüttung (wenn keine Toteisblöcke darin verschüttet sind), die in Abhängigkeit von Gelände unterschiedlich begrenzt ist.
Urstromtäler verlaufen in etwa parallel zum Eisrand, sie wurden geformt durch rasch abfließendes Schmelzwasser aus dem Bereich des Sanders, heute fließen meist Flüsse durch ehemalige Urstromtäler. (LIEDTKE, 1995)

Auch das Modell der „Glazialen Serien“ in den Alpen geht auf A. Penck zurück. Es besteht aus Zungenbecken, Endmoräne und Schotterfeld (LIEDTKE, 1995) (Abb. 11). Eine flache Grundmoräne ist nicht gebildet, aufgrund der geringeren Ausdehnung alpiner Gletscher im Vergleich zum Inlandeis. Die Zungenbecken sind meist fast halbkreisförmig durch die Endmoränenwälle umschlossen, im Übergangsbereich kann eine kuppige Grundmoränen erkennbar sein. Es entstanden auch Mittelmoränen, durch Gletscher die aus verschiedenen Alpentälern flossen, sich aber an den Flanken des Gebirges zu einem größeren Gletscher zusammen schlossen, z. B. Zusammenschluss des Inn- und des Chiemseegletschers (FRAEDRICH, 1996). Im periglazialen Bereich des Gletschervorstoßes entstanden große Schotterfelder. In bestimmten Regionen (z. B. Memmingen) liegen Schotterfelder verschiedener glaziale übereinander gestaffelt (LIEDTKE, 1995). Es entstehen Terrassentreppen, z. B. die Aindlingerterrassentreppe, wenn auch die jeweiligen Gletscher ähnlich weit vorgestoßen sind, aber keine ältere Moräne überfahren haben. Die ältern Schotter liegen auf den höheren Terrassen.

Glaziale Serien wurden oft dadurch beeinflusst da viel nacheinander in enger räumlicher Abfolge entstanden. Dadurch schuf das Schmelzwasser jüngerer Eisvorstöße Durchbruchstäler in älteren Endmoränen, der Sander schnitt sich in sie ein. Auch das Urstromtal, dass dem mehrmaligen Abfluss diente nahm dadurch im Laufe der Zeit einen terrassenartig Charakter an (LIEDTKE, 1995).


7. 5 Eigenschaften einer Altmoränenlandschaft

Eine Altmoränenlandschaft war nur in früheren Eiszeiten vergletschert, während der letzten Inlandvereisung wurde sie nur noch periglaziär überformt. Sie greifen auch in Bereiche des Mittelgebirges über. Die Vorraussetzung für das Einsetzen solcher periglaziärer Prozesse war die Herausbildung mächtiger Permafrostböden. In Deutschland sind Mächtigkeiten von 50 m nachgewiesen, auf dem Territorium der ehemaligen Tschechoslowakei bis zu 250 m). Die Jahresdurchschnittstemperatur lag bei –6°C bis –4°C, dass ist etwa 13 bis 15 K unter der heutigen.
Altmoränenlandschaften erscheinen heute als relativ „ausdruckslos“, da Reliefunterschiede nivelliert wurden. In diesem Landschaftstyp kam es im Periglazialbereich vor allem zu Solifluktion und Abluation. Zu Solifluktion, oder Bodenfließen, kommt es beim Auftauen von Permafrostböden in periglazialen Bereichen, sie ist abhängig vom Gefälle der Fläche und dem Schluffanteil. Bei nur oberflächlich aufgetauten Böden sind ca. 6 % Hangneigung erforderlich, nach einsetzen des Tiefentauens nur noch 2 %. Im Auftauboden (Mollisol) kommt es zu Freisetzung von Wasser. Abluation ist die Materialverlagerung, besonders beim Tauen an der Oberfläche; durch den Schmelzwasserabfluss wird auch Feinmaterial verlagert. Durch Abluation gehen in Jungmoränenlandschaften Feinmaterialien verloren, übrig bleiben Altmoränenlandschaften mit sandigen Böden. Das erodierte Material wird in Hohlformen akkumuliert, der charakteristische Seen- und Hohlformreichtum einer Jungmoränenlandschaft geht verloren.
Der Wandel einer Jung- in eine Altmoränenlandschaft dauert etwa 18.000 bis 20.000 Jahre, wie in Spitzbergen, wo ein weichselzeitliches Relief in eine hohlformfrei Landschaft umgewandelt wurde.
In Altmoränenlandschaften können Kaven auftreten. Es sind nicht (vollständig) verfüllte Hohlformen, die aus präweichselzeitlichen Vereisungen stammen, sie sind vermutlich entstanden aus horizontalen Eislinsen, echte Pingos sind nicht mehr nach zu weisen. Am Außenrand älterer Vereisungen gibt es oftmals keine Urstromtäler. Das ist darauf zurück zu führen, dass der äußerste Eisrand nicht auf Lockermaterial, sondern auf Festgestein verläuft, das nicht so leicht erodiert wird. Wenn eine Eisrandlage nur über kurze Zeit erhalten blieb (wenige 100 Jahre) reichte die Zeit nicht aus um ein Urstromtal zu formen. I diesen Fällen ist die Grundmoräne oft nur einen Meter mächtig und die Endmoränen weniger Markant ausgeprägt, z. B. im Jungmoränengebiet: Schleswig-Holsteins, des südlichen Mark-Brandenburg oder Posens) (LIEDTKE, 1995).

Oberflächentypen in Altmoränenlandschaften
a) hohe Reliefenergie:
• Aufragende Rinnen mit periglazialen Tälern sind als glaziale Rinnen oder Schmelzwasserbahnen entstanden.
• Trotz starker Stauchung kam es bei geringer periglaziärer Wirkung kaum zu Veränderungen. Durch Abluation und Solifluktion kam es höchstens zur Entstehung von schwach ausgeprägten Tälern und Wasserscheiden.
• In Stauchungsgebieten entstanden an den Rändern steil aufragender Erhebungen Schwemmfächer als Ausgleichsfläche.

b) geringe Reliefenergie:
• In flachen Gelände sind die Vorformen der Landschaft noch zu erkennen, da wenig verändert wurde. Viel Material wurde aber denudiert, d. h. Verwitterungsschutt wurde abgespült).
• Große Niederungen erscheinen flach, d. h. sie ähneln einen ebenen Relief, da sie von Mooren überzogen sind. In Wirklichkeit sind es Schwemmfächer die sich zu zentralen Abflussbahnen strecken. Ehemalig Seen oder Rinnen sind nicht mehr zu erkennen.


8 Schluss

Abschließend ist zu erwähnen, dass das Holozän, in dem wir seit ca. 10.000 Jahren leben, nach heutigen Erkenntnissen auch nur eine zwischengeschaltete Warmzeit ist. In geologisch naher Zukunft kann eine weitere Kaltzeit folgen.



























Quellenverzeichnis

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2. Appenrodt, E. u. a. [Hrsg.] (1998): Terra – Geographie 5 (Sachsen-Anhalt). Stuttgart, Klett Schulbuchverlag.
3. Bibliographisches Institut & F. A. Brockhaus AG [Hrsg.] (1999): Der Brockhaus – multimedia 2000 premium. Leipzig, Mannheim.
4. Fraedrich, W. (1996): Spuren der Eiszeit – Landschaftsformen in Europa. Berlin, Springer – Verlag.
5. HENDL, M., LIEDTKE, H. [Hrsg.] (1997): Lehrbuch der Allgemeinen Physischen Geographie. 3. überarbeitete u. erweiterte Auflage, Gotha, Justus Perthes Verlag Gotha.
6. LESER, H. [Hrsg.](1997):Diercke Wörterbuch Allgemeine Geographie. München, Deutscher Taschenbuch Verlag; Braunschweig, Westermann Schulbuchverlag.
7. KAHLKE, H. D. (1994; 1984): Die Eiszeit. 3. korrigierte Auflage, Leipzig, Urania-Verlagsgesellschaft.
8. KUNTZE, H., ROESCHMANN, G., SCHWERDTFEGER, G. (1994): Bodenkunde. 5. Auflage, Stuttgart, Verlag Eugen Ulmer (UTB für Wissenschaften).
9. LABHART, T. P. (1993): Geologie der Schweiz. 2. überarbeitete Auflage, Thun, Ott Verlag.
10. LIEDTKE, H., MARCINEK, J. [Hrsg.] (1995): Physische Geographie Deutschlands. 2. durchgesehene Auflage, Gotha, Justus Perthes Verlag Gotha.
11. LIEDTKE, H. [Hrsg.] (1990) Eiszeitforschung. Darmstadt, Wissenschaftliche Buchgesellschaft.
12. MEYER, R. K. F., SCHMIDT-KALER, H. (1997): Wanderung in die Erdgeschichte (9) – Auf den Spuren der Eiszeit südlich von München. München, Verlag Dr. Friedrich Pfeil.
13. NILSSON, T. (1983): The Pleistocene. Stuttgart, Ferdinand Enke Verlag.
14. Penck, A., Brückner, E. (1909): Die Alpen im Eiszeitalter (Bände 1 – 3). Leipzig, Chr. Herm. Tauchnitz.
15. PRESS, F., SIEVER, R. (1995): Allgeneine Geologie. Heidelberg, Spektrum Akademischer Verlag.


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