Inhaltsverzeichnis:

A  : Die Einteilung des Rheins in seine Abschnitte von der Quelle bis zur Mündung:  3

B  : Die Entwicklung des Mittelrheintales  

I.  Einordnung der Entstehung des Mittelrheintales in die geologische Tafel:  7

II.  Reaktion eines Flusses auf Veränderungen der Erosionsbasis:  8

III.  Antezedente Einschneidung des Rheins in das sich hebende Rheinische  

Schiefergebirge  :  9

IV.  Terrassendefinitionen:  10

V.  Ausbildung von Flussterrassen am Mittelrhein:  11

VI.  Beschreibung eines Beispielprofils:  18

VII.  Möglichkeiten der Terrassendatierung und Deutung:  21

C  : Zusammenfassung:  25

Literaturverzeichnis  :  26

Abbildungsverzeichnis  :  27

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Die Entwicklung des Mittelrheintales:

Der Mittelrhein unterteilt das Rheinische Schiefergebirge in einen westlichen und einen östlichen Flügel. (Diercke Wörterbuch allgem. Geogr. 1997: 707) Das Mittelrheintal erstreckt sich von Bingen bis Bonn, und wird durch das tektonisch angelegte Neuwieder Becken in drei Abschnitte eingeteilt: Den oberen Mittelrhein, von Bingen bis Koblenz, das Neuwieder Becken, von Koblenz bis Andernach, und den 45 km langen unteren Mittelrhein von Andernach bis Bonn. Wegen der Terrassenvielfalt ist der untere Mittelrhein für Geowissenschaftler attraktiver als der obere. Zur besseren Orientierung werden zunächst die Rheinabschnitte vorgestellt:

A

Die Einteilung des Rheins in seine Abschnitte von der Quelle bis zur Mündung:

Der Alpenrhein: s. Abb. 1 und Abb. 2

Zahlreiche Gletscherbäche in den Graubünder Alpen vereinigen sich zu den Flüssen Vorderrhein und Hinterrhein, die zum Alpenrhein zusammenfließen. Bis zum Bodensee überwindet der Fluss eine Höhendifferenz von etwa 2000 m. Seine Länge bis dahin beträgt etwa 102 km. (SCHNÜTGEN o.J.: 1)

Der Seerhein: s. Abb. 1 und Abb. 2

Das Delta des Rheins in den Bodensee wächst jährlich um 23 m. In 12.000 Jahren wird das ehemalige Zungenbecken eines würmeiszeitlichen Gletschers aufgefüllt sein, und damit als lokale Erosionsbasis verschwunden sein.

An der Einmündung in den Bodensee misst die mittlere Wasserführung ca. 230 m ³ /s.

Der Hochrhein: s. Abb. 1 und Abb. 2

Der Abschnitt vom Bodensee bis Basel wird als Hochrhein bezeichnet. Auffälligstes Element ist der Rheinfall bei Schaffhausen, an dem der Rhein eine Stufe von 21 m über einen ehemaligen Uferrand in sein altpleistozänes, mit Sedimenten gefülltes Bett herabstürzt.

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Rhein im Oberrheingraben: s. Abb. 1 und Abb. 2

Bis ins Ältestpleistozän gab es keine Verbindung zwischen Alpen und Oberrhein. Das Quellgebiet lag bis dahin in der Höhe des Kaiserstuhls. Im Oberrheingraben hat der Rhein kein Tal, sondern eine Aufschüttungsebene mit gestapelten Terrassen gebildet. Bis Bingen misst die Strecke des Rheins im Oberrheingraben 358 km. (SCHNÜTGEN o.J.: 2)

Südlicher Mittelrhein: s. Abb. 1 und Abb. 2

Bei Bingen durchbricht der Rhein in einem antezedenten Engtal das Rheinische Schiefergebirge. Für Geomorphologen beginnt hier ein interessantes Gebiet zur Terrassenforschung.

Im südlichen Teil leistet der Fluss noch heute erhebliche Erosionsarbeit. Besonders deutlich kann man die Ausräumung der niederterrassenzeitlichen Sedimente zwischen Bingen und Loreley erkennen. Die bekannten Untiefen gehören zum devonischen Untergrund. Auf Grund der Aufbiegung des südlichen Abschnittes steigt hier die Hauptterrasse um 80 m an. Oberhalb Rhens befinden sich im südlichen Mittelrheingebiet noch oligo-/eozäne Vallendar Schotter, die allerdings nur Bestandteile der näheren Umgebung beinhalten. Offensichtlich sind die Schotter Sedimente eines vor dem Rhein existierenden Fließgewässers.

Rhein im Neuwieder Becken: s. Abb. 1 und Abb. 2

Von Koblenz bis Andernach erstreckt sich das tektonisch geprägte Neuwieder Becken. Im Norden befindet sich ein deutlicher Geländeabbruch zum Rheinischen Schiefergebirge. Die Tektonischen Bewegungen im Bereich des Neuwieder Beckens erreichen Leistungen von über 400m Versatz. Gleichzeitig sind die Bewegungen die Ursache für den Vulkanismus des Laacher Vulkangebietes. Als Folge des Pleistozänen Absenkungsvorganges liegt die Hauptterrasse auf deutlich niedrigerem Niveau. Im Norden zeigt sie einen sprunghaften Anstieg. Die Vertikalen Abstände der Terrassen zueinander sind geringer, die Breite der Talböden ist größer, beispielsweise erstreckt sich die Hauptterrasse über ein Breite von 12 km, die Niederterrasse über eine Breite von 7,5 km.

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Der nördliche Mittelrhein: s. Abb. 1 und Abb. 2

Der von Andernach bis Bonn verlaufende nördliche Mittelrhein zeichnet sich durch unregelmäßig breite Talabschnitte aus. Die deutliche Talweitung im Bereich der Ahrmündung hat tektonische Ursachen. Der Schwemmfächer der Ahr bedeckt das Gebiet der so genannten goldenen Meile. Im Gegensatz zum südlichen Mittelrhein sind im nördlichen Mittelrheintal auch Vulkane von der Erosionsarbeit betroffen, z.B. im Linzer Raum und im Siebengebirge. (SCHNÜTGEN o.J.: 3)

Der Niederrhein: s. Abb. 1 und Abb. 2

Der Niederrhein erstreckt sich über eine Länge von 212 km. Die mittlere Wasserführung ist bei Emmereich mit 2450 m ³ /sek. zehnmal so groß wie beim Alpenrhein. Die Flussbreite beträgt etwa 700m. Bei Hochwasser wurde bereits eine Wasserführung von 12.000 m ³ /sek. gemessen.

Beim Niederrheingebiet handelt es sich um einen riesigen Schwemmfächer, der vom Rhein und im Westen auch von der Maas aufgebaut worden ist.

Das Rheindelta: s. Abb. 1 und Abb. 2

In den Niederlanden, bei Pannenden, beginnt das Rheindelta, „in das die Maas mit einbezogen ist“ (SCHNÜTGEN o.J.: 4). Der Fluss spaltet sich auf in Neder-Rijn im Norden und Waal im Süden. Die Waal ist mit 66% der Wasserführung der Hauptarm. 23% werden über den Neder-Rijn und 11% über die Ijssel entwässert. (SCHNÜTGEN o.J.: 4)

Abb. 1: Längsprofil des Rheins (a) mit linearer Höhenskala, (b) mit logarithmischer Höhenskala (AHNERT 1996: 223). 250-fach überhöht, Log. Darstellung um Gefälleunterschiede im Ober- und Unterlauf sinnvoll darzustellen. (Zusammenrücken oben, Vergrößerung im Unterlauf).

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Abb. 2: Der Rhein, unterteilt in die beschriebenen Abschnitte

Insgesamt hat der Rhein hat eine Länge von 1320 km (davon 375 km in der Schweiz, 867 km in der BRD und 78 km in den Niederlanden). Sein Einzugsgebiet umfasst 252.000 km²

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B I:

Einordnung der Entstehung des Mittelrheintales in die geologische Tafel:

Seit dem Mittelmiozän hatte der Urrhein sein Quellgebiet in den Vogesen und im Schwarzwald. Seine Mündung befand sich im Raum südlich von Düsseldorf. Der heutige Niederrhein befand sich zu diesem Zeitpunkt noch unter Meeresbedeckung. Anschluß an die Alpen erhielt der Rhein spätestens im Ältestpleistozän. (SCHNÜTGEN o.J.: 5) Noch im Oberoligozän lag das Neuwieder Becken zeitweise auf Meeresniveau, teilweise mit Verbindung zum Mainzer Becken. Möglicherweise lag es im Untermiozän etwas höher, dennoch ging seine Entwässerung noch Richtung Süden. Bis dahin existierte keine Verbindung zur Niederrheinischen Bucht. Zwischen Neuwieder Becken und

Niederrheinischer Bucht lag noch eine Wasserscheide. Nur lokale Fließgewässer entwässerten in Richtung Niederrheinischer Bucht, in deren Mitte sich die bis zu 100 m mächtigen Braunkohleflöze bildeten. Im Mittelmiozän wurde jedoch die gesamte Niederrheinische Bucht mit klastischen Sedimenten, vorwiegend Flusssanden überdeckt. Die Torfbildung wurde unterbrochen. Erklärt werden kann die plötzliche Unterbrechung der Torfbildung mit dem Durchbruch des Rheins in die Niederrheinische Bucht. Durch Bewegungen im Verwerfungssystem des Mittelrheingrabens, welches Oberrheingraben und niederrheinische Bucht verbindet, hatte sich ein Gefälle in nördliche Richtung gebildet, das den Rhein durch das noch flache Gebiet des Schiefergebirges hindurchführte. (Quitzow 1969, S. 67) Nach KREMER kann die Entstehung des Tals bis in das Pliozän zurückverfolgt werden. Im sich langsam hebenden Rheinischen Schiefergebirge hatte sich in dieser Zeit eine „Geländedepression in Form einer breiten flachen Rinne“ (KRÄMER 1985, S.15.) entlang tektonischer Schwächelinien gebildet. Die entstandene breitere Trogregion zog die Entwässerung der Faltenrumpffläche an sich, wodurch die fluviatile Tiefenerosion stärker wirksam wurde. Man kann heute noch die Trogregion in der Landschaft erkennen. Sie liegt allerdings etwa 300 m über der jetzigen Talsohle, aber 100 bis 200 m in die Rumpfhochflächen eingeschnitten.

Das eigentliche Rheinengtal tiefte sich während der Mindel-Kaltzeit, dem Mindel/Riß-Interglazial und der Riß-Kaltzeit mit hoher Geschwindigkeit ein. (KRÄMER 1985, S.14 ff.) „Die tektonische Hebung des Gebirges begann im Tertiär (Miozän) und dauert bis heute an.“ (AHNERT 1996, S. 238)

Seit Beginn des Pleistozäns betrug die Hebung insgesamt etwa 250 m, wobei der größte Teil von 190 m in den letzten 700 000 Jahren gehoben wurde (AHNERT 1996, S. 238).

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AHNERT setzt den Beginn der Hebung bereits im Miozän an, räumt aber ein, dass der Hauptteil der Hebungsarbeit seit dem Pleistozän geleistet wurde. Damit vertreten AHNERT und KRÄMER die gleiche Meinung über die Haupthebungsphase.

B II:

Reaktion eines Flusses auf Veränderungen der Erosionsbasis:

Flüsse erodieren ihren Untergrund mit der allgemeinen Abtragungstendenz, d.h. alle Erhebungen werden eingeebnet. Kein Gewässer erodiert jedoch tiefer als das Niveau seines Vorfluters. Das ist für größere Flusssysteme wie das des Rheins der Meeresspiegel. Die Erosionsbasis Endorheischer Flüsse ist das Niveau des abflusslosen Beckens, in dem sie münden.

Innerhalb eines Flusses gibt es lokale Erosionsbasen an Stellen, an denen der Fluss aus einem Abschnitt mit vorherrschender Erosion in eine Aufschüttungsstrecke übergeht. Solche lokalen Erosionsbasen sind etwa der Bodensee, 395 m über NN, der Abschnitt des Oberrheins, das Neuwieder Becken und die Eintrittsstelle ins Niederrheingebiet. Diese Erosionsbasen haben diese Funktion so lange, bis sie selbst tiefergelegt sind.

Wird eine lokale Erosionsbasis erhöht oder erniedrigt, so hat das Konsequenzen sowohl für die flussaufwärts gelegenen Gebiete, als auch für die flussabwärts gelegenen Gebiete. Abb. 3 zeigt schematisch wie sich das Längsprofil eines Flusses an solche Veränderungen anpasst:

Abb. 3: Veränderungen eines Längsprofils während und nach vertikalen tektonischen Bewegungen (AHNERT 1996: 226)

Man kann erkennen, dass der Fluss oberhalb der Verwerfung mit verstärkter Erosion versucht das Transportgleichgewicht wieder herzustellen. Unterhalb der Verwerfung reagiert er verstärkt mit Sedimentation auf die veränderten Verhältnisse. Das Endstadium ist erreicht, wenn das Transportgleichgewicht wieder hergestellt ist.

Eustatische Meeresspiegelschwankungen sind ebenfalls Änderungen des Vorfluterniveaus, auf die ein Fluss entsprechend reagiert. (Ahnert 1996: 222ff.) Aufgrund der großen Entfernung des Mittelrheintals zum Meer kann man derartige Einflüsse bei der Entstehung dieses Tals jedoch ausschließen.

B III:

Antezedente Einschneidung des Rheins in das sich hebende Rheinische Schiefergebirge:

Nähert man sich von Süden dem Rheinischen Schiefergebirge, könnte man sich wundern, wie es dazu kommt, dass der Rhein in ein Gebirge hineinfließt. Schließlich folgt Wasser den Gesetzen der Schwerkraft.

Abb. 4 zeigt im Blockbild den Eintritt des Rheins in das Schiefergebirge.

Abb. 4: Eintritt des Rheins ins Rheinische Schiefergebirge im Blockbild (KREMER 1994: 8)

Das tief in das Rheinische Schiefergebirge eingeschnittene Mittelrheintal gilt als geomorphologisches Musterbeispiel für ein antezedentes Durchbruchstal. Dabei ist der Fluss älter als die Eintalung. Der sich hebende Gebirgsrumpf des Rheinischen Schiefergebirges

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„zwang den Fluss zu ständiger Arbeit am Relief“ (Kremer 1985: 14ff..). Im Gegensatz dazu steht die Formenbildung am Niederrhein wo Aufschotterungen vorherrschen. „Stärkere Heraushebung im ausgehenden Tertiär zwang den Urrhein, sich in die tektonisch vorgeformte Trogregion immer tiefer einzuschneiden“(Kremer 1985: 14ff.). Aus dieser Zeit stammen die Höhenterrassen mit dem charakteristisch hohen Quarzanteil. Sie liegen ca. 40 und 100 m unter der Trogregion und lassen sich am Mittelrhein auf beiden Flussseiten klar verfolgen. (Kremer 1985: 14ff.)

Als der Rhein im Mittelmiozän Anschluss an die Niederrheinische Bucht fand, hatte der Rheintrog im Süden das gleiche Oberflächenniveau wie der Oberrheingraben. Heute ist das Schiefergebirge gegenüber dem damaligen Niveau gehoben, der Oberrheingraben dagegen gesenkt. Dennoch hat der Rhein seinen Lauf nach Norden beibehalten, da er sich im Pliozän und Pleistozän antezedent in den Untergrund des sich hebenden Gebirges einschneiden konnte.

Im Pliozän treten plötzlich überall im Rheinischen Schiefergebirge Zerschneidungen auf. Diese Erscheinung kann durch den Übergang von warmen zu kühlem Klima erklärt werden. Aus einem wiederholtem Klimawechsel resultieren die Höhenterrassen, nicht nur am Rhein. Sie sind im 400 und 300 m Niveau stark verbreitet im Rheinischen Schiefergebirge. Im Pleistozän hat sich die im Pliozän begonnene Eintiefung aller Täler fortgesetzt. „Waren im Pliozän die trockenen Zeitabschnitte die Ursache der Schuttlast, in den Flüssen und der daraus resultierenden Tiefen- und Seitenerosion in den Tälern, so knüpften sich im Pleistozän die Erscheinungen an die Kaltzeiten, und zwar in erheblich gesteigertem Maße.“(Quitzow 1969: 67 f.) Die verstärkte Hebung des Rheinischen Schiefergebirges im mittleren und jüngeren Pleistozän begünstigte die Tiefenerosion zusätzlich. Dadurch entstanden die das Gebiet erst zum Mittelgebirge machenden Talschluchten. (Quitzow 1969: 67 f.)

B IV: Terrassendefinitionen:

Terrassen werden oft von Geomorphologen und Geologen unterschiedlich definiert. Geomorphologen richten dabei ihr Augenmerk auf die Verebnung. Geologen interessieren sich besonders für einheitliche Schichten mit „überlieferten Sedimenten“ als zwingende Vorraussetzung. Die Definition nach HAUER (1971: 101) besagt, das eine Terrasse „vornehmlich eine durch fluviatile Lateralerosion entstandene, in das Gestein hineingearbeitete Verebnung ist, die mit fluviatilen Sanden, Kiesen, Schottern überkleidet ist

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bzw. sein kann. Keinesfalls wird darunter ein einzelner Schotterrest oder auch ein sich über längere Entfernung hinziehender Schotterkörper verstanden, sofern ihm nicht eine entsprechende Terrasse auch als Geländeform zugeordnet ist. Allerdings muss auch die Geländeform ihrerseits durch ihren zugehörigen Schotterkörper oder -reste in mehr oder weniger regelmäßigen Abständen belegbar und identifizierbar sein. Beides gehört zusammen, um Terrassenreste parallelisieren und miteinander verbinden zu können.“ (HAUER 1971: 101; zitiert nach HOSELMANN 1994: 12)

AHNERT definiert eine Terrasse nach geomorphologischen Gesichtspunkten, ohne einen Schwerpunkt auf die Sedimentschichten zu legen:

„Eine Terrasse ist eine Verebnung in einem Hang, begrenzt nach oben und unten durch steilere Böschungen. Flussterrassen sind Reste ehemaliger Talböden, die nach weiterer Eintiefung des Tals am Hang zurück blieben.“(AHNERT 1996: 234)

Die fluviatilen Terrassen sind Anzeichen dafür, dass die Talentwicklung durch im Wechsel aufgetretene Phasen der Tiefenerosion und der Seitenerosion oder Aufschüttung geprägt war oder ist. (AHNERT 1996: 234)

B V:

Ausbildung von Flussterrassen am Mittelrhein:

Talbildung geschieht da, wo ganzjährig oder jahreszeitlich die Niederschläge überwiegen. Klima, Tektonik und Abflussrate beeinflussen die Talausbildung. (SCHNÜTGEN o.J.: 7) Vorraussetzung für die Terrassenbildung ist die vorherige Entwicklung eines Talbodens. Ebenso wie Talböden unterscheidet man auch die Flussterrassen in Felssohlenterrassen und Aufschüttungsterrassen. Schematisch wird der Unterschied in Abb. 5 dargestellt. Im Querprofil unterscheiden sich die Terrassentypen nicht.

Die Terrassenausbildung hängt, wie in Abb. 5 zu sehen, davon ab, dass sich Erosion und Sedimentation zeitlich abwechseln. Diese Abfolge kann tektonisch durch phasenweise Hebung ausgelöst werden, aber auch durch Klimaschwankungen. In diesem Fall wird Einfluss auf die Wasserführungsverhältnisse genommen. Die Größenfrequenzen der wirksamen Abflussereignisse werden dadurch beeinflusst, aber auch die Korngrößen und Mengen der mitgeführten Flussfracht. (AHNERT 1996: 238)

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Abb. 5: Entwicklung der beiden Grundtypen von Flussterrassen (schematisch), dargestellt im Talquerschnitt (AHNERT 1996: 234)

Der Rhein erodierte mit der gleichen Geschwindigkeit, wie sich die Hebung des Gebirges vollzog. Deshalb behielt der Fluss seine absolute Höhenlage ungefähr bei. Durch Unterbrechungen der Eintiefung und der damit verbundenen Talbodenverbreiterung mit Schotter bzw. Sandablagerung haben sich Terrassen gebildet. Insgesamt gibt es ca. ein Dutzend Terrassenniveaus, die von unterschiedlichen Forschern verschieden interpretiert werden. Daher kann keine genaue Anzahl genannt werden.

Mit den Höhenterrassen des Rhein beginnt, laut AHNERT, die Pleistozäne Terrassenbildung. Dies steht im Widerspruch zur Aussage Quitzows, der die Höhenterrassen bereits ins Pliozän datiert. Unterhalb der Höhenterrassen liegt das deutlichste Niveau, das der Hauptterrassen. „Die Unterkante der jüngeren Hauptterrasse bildet den oberen Rand des Engtals.“ (Ahnert 1996: 238 f.) Die Mittelterrassen sind weniger auffällig. Sie zeigen sich durch kleinere Verflachungen im Hang. Durch die auf ihnen erbauten Burgen fallen sie etwas stärker auf. Die Niederterrassen sind deutlich auffälliger. Auf ihnen verlaufen Bahnlinien und Uferstraßen zu beiden Seiten des Rheins.

Höhen-, Haupt und Mittelterrassen sind alle Felssohlenterrassen (s. Abb. 5). Die Niederterrasse ist nur im oberen Mittelrhein eine Felssohlenterrasse, von Bingen bis Koblenz. Weiter stromabwärts handelt es sich bei den Niederterrassen um Aufschüttungsterrassen (s. Abb. 6), deren Schotterkörper ineinandergeschachtelt sind. Im Bereich der Niederterrasse war die spätpleistozäne Hebung geringer, im Bereich des Neuwieder Beckens zwischen Koblenz und Andernach wurde die Hebung sogar durch eine Senkung abgelöst.

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Abb. 6: Verschiedene

mit gleichen unterschiedlicher Teilweise Schotterkörper verschachtelt. geben die Altersabfolge an. (AHNERT 1996: 237) Die Terrassenbildung lässt sich durch Hebungspausen beziehungsweise zeitweise Abschwächung der Hebung erklären. Diese Erklärung kann allerdings nicht auf die Niederterrassen angewendet werden. Anderenfalls müsste man bei diesen

Aufschüttungsterrassen von einem ständigen Wechsel aus Hebung und Senkung ausgehen. Klimatische Veränderungen veränderten ebenfalls die Wasserführungsverhältnisse und den Geröllfrachtanteil. In den beiden letzten Eiszeiten hat sich die Geröllfrachtmenge erhöht (pleistozän). Der Transport ging auf Kosten der Flußenergie, weshalb die Tiefenerosion behindert wurde, und die Gerölle abgelagert wurden. Der Talboden wurde aufgeschüttet. In den Interglazialen verringerte sich die Geröllfracht, weshalb sich der Rhein weiter einschneiden konnte. Der ehemalige Talboden wurde dadurch zur Aufschüttungsterasse. Der Wechsel von Warm- und Kaltzeiten fand mehrfach statt.

Anzeichen von Kryoturbation und Eiskeilen bestätigen diese klimatischen Wechsel. Auch bei den Mittelterrassen und Hauptterrassen können diese Anzeichen der Klimawechsel nachgewiesen werden, weshalb man vermuten kann, dass diese Klimaveränderungen auch dort die Terrassenbildung begünstigten. Teilweise können die Formen aber auch nach der Terrassenbildung entstanden sein. (Ahnert 1996: 238 f.)

Im Mittelrheingebiet setzte die Talbildung verstärkt mit Beginn des Pleistozäns ein. Der Übergang vom Tertiär zum Quartär äußert sich petrographisch darin, dass der Anteil an chemisch instabilen Schwermineralen zugenommen hat. Dies kann dadurch erklärt werden, dass die chemische Verwitterung zu Gunsten der mechanischen zurückgegangen ist. Der

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Anteil von Granat, Hornblende und Pyroxen ist auf Kosten von stabilen Mineralen wie Zirkon und Turmalin in den Sedimenten angestiegen.

Morphologisch, zeigt sich dieser Übergang durch die verstärkte Ausbildung von Talterrassen, die bereits im Tertiär mit der Ausbildung der Höhenterrasen einsetzte. Der Wechsel von Warm- und Kaltzeiten verkompliziert die Talbildung. Bis ins Mittelpleistozän kam es zur Ausbildung von Breittälern mit Terrassen. Danach wurden durch die verstärkte Hebung tiefere Täler mit Terrassenfolgen ausgebildet.

Der Wechsel von Abtragung und Sedimentation wird durch Klima und Tektonik beeinflusst. Meeresspiegelschwankungen beschränken sich in ihrer Wirksamkeit auf das Mündungsdelta. Der Rheindurchbruch durch das Rheinische Schiefergebirge wurde durch die tektonische Anlage beeinflusst. Tektonische Linien haben das Rheintal von Norden her bis etwa zur Ahrmündung verbreitert.

„In der Höhe von Bonn erfolgt auf der linksrheinischen Seite im Hauptterrassenbereich der Übergang zu dem partiell abgesenkten Gebiet des Niederrheins.“ (SCHNÜTGEN o.J.: 7 f.) Im Absenkungsgebiet kehrt sich dann die Terrassenstaffelung an der Terrassenkreuzung in eine Terrassenstapelung um. Das stratigraphische Prinzip, je höher, desto älter kehrt sich damit ebenfalls um. Die ältesten Schichten liegen unten, die jüngsten stehen an der Oberfläche an. (SCHNÜTGEN o.J.: 7 f.)

Treten an den Seiten eines Flusstals mehrere Terrassen in verschiedenen Höhen auf, so gilt die Tendenz, je höher desto älter. Üblicherweise sind die älteren schlechter als die jüngeren erhalten. Eine Ausnahme bilden etwa die Terrassen des Mittelrheins. Dort sind die Haupterrassen, „die in großer Breite über der Schulter des eigentlichen Engtals liegen, sehr viel besser erhalten als die jüngeren Mittelterrassen an den steilen Stellen des Engtals.“ (AHNERT 1996: 236f)

Je besser eine Terrasse geschützt ist, um so besser ist sie erhalten. Gunstlagen sind Gleithänge und die flussaufwärts gelegenen Sporne an der Einmündung von Nebentälern. (AHNERT 1996: 236f)

Die Formung des Mittelrheintals wurde neben tektonischen Ereignissen wie Hebung und Senkung auch durch klimatische Einflüsse bestimmt. Während der verschiedenen pleistozänen Kaltzeiten wurde durch Frostschuttbildung im großen Einzugsgebiet des Rheins der Fluss stark mit Sedimenten belastet. Dadurch bedingt verstärkte sich die Seitenerosion gegenüber der Tiefenerosion mit der Folge einer Talsohlenverbreiterung. Reichte die Transportkraft nicht mehr aus das Sediment zu transportieren, so wurde teilweise durch

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Aufschotterung die Talsohle erhöht. Durch einen Klimawechsel konnten sich die Wasserführungsverhältnisse wieder verändern, was die Tiefenerosion erneut in Gang brachte. Durch das Zusammenspiel von Krustenbewegungen und Klimaveränderungen wurde die Reliefbelebung und die Ausräumung des Mittelrheintals und seiner Nebentäler bedingt. Diese Vorgänge verliefen nicht gleichmäßig, „sondern in mehreren Schüben rhythmisch.“ (KREMER 1985: 14ff.)

Mit den ersten Kaltzeiten im Pleistozän haben sich Hebung und Taleinschneidung deutlich beschleunigt. Dabei ist die stellenweise in drei Stufen zu untergliedernde Hauptterrassenfolge entstanden. Von landschaftlicher Bedeutung ist jedoch nur die Mittlere der Hauptterrassen. „Sie ist durch erosive Zerschneidung des älteren Talbodens etwa 60-70 m tief in die untere der beiden Höhenterrassen eingelassen.“ (KREMER 1985: 14ff.) Stellenweise bildet die Hauptterrasse größere annähernd unzerschnittene Flächen. Von den mehrfach erfolgten Aufschotterungen sind im Mittelrheintal nur kleine Flächen der Mittelterrassen geblieben. Die in der Mindel-Kaltzeit entstandene obere Mittelterrasse (oMT) nimmt heute nur verhältnismäßig geringe Flächen ein.

Bei Remagen kann die mittlere Mittelterrasse klar verfolgt werden. Nach der auf ihr gelegenen Appolinaris Kirche wird sie auch Appollinaris-Terrasse genant. Die untere Mittelterrasse besitzt die größte Verbreitung, hat aber kaum landschaftliche Bedeutung.

In der ausklingenden Würm-Kaltzeit hat die Eintiefung deutlich abgenommen. Deshalb rückt die jüngste der Terrassen, die Niederterrasse, stärker an die untere Mittelterrasse. Sie liegt ca. 25 m unter ihr. Nur wenige Meter unter der ersten liegt eine weitere Stufe der Niederterrasse. Durch das Zusammenrücken der Terrassen wird eine geringere Eintiefung angezeigt. Nach unten wird die Terrassenfolge durch das Hochflutbett abgeschlossen. Die beschriebene Gebirgshebung und die damit verbundene Eintiefung ist nicht überall gleichmäßig abgelaufen. Im Neuwieder Becken zeigt sich eine relativ junge Absenkung. Dies ist daran zu erkennen, dass dort die Hauptterrasse mindestens 50 m tiefer liegt, als an vergleichbaren Stellen nördlich oder südlich. Die untere Höhenterrasse liegt sogar 200 m unter dem Niveau an den übrigen Talabschnitten. Dies zeigt an, dass im Neuwieder Becken noch nach der Ausbildung der Hauptterrasse Absenkungen stattgefunden haben. (KREMER 1985: 14ff.)

Die Hebung des rheinischen Schildes verursachte die Terrassenstaffelung. Im Unterpleistozän waren die Hebungsbeträge nicht sehr groß, weshalb sie Ablagerungen des braided-river-

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Sytems Rhein im Hauptterrassenbereich eine Breite von bis zu 8 km einnehmen. Die Hauptterrasse ist daher morphologisch prägend. Sie wurde zu einem Zeitpunkt tektonischer Ruhe akkumuliert. Mit Beginn der Mittelterrassenzeit begann eine stärkere Hebung, weshalb man Haupt- und Mittelterrassen leicht morphologisch unterscheiden kann. (HOSELMANN 1994: 9)

Für die Lage der Terrassen sowie ihre Gruppierungen ist zusätzlich zu den klimatischen Bedingungen auch die Tektonik von Bedeutung.

KANDLER (1970, zitiert nach BIRKENHAUER 1972: 489) verzeichnet zwischen der Hauptterrasse (HT) und der oberen Mittelterrasse (oMT) eine extreme Tiefenerosion von 50 m. Die deutlich tiefere Lage der Mittelterrasse (MT) unter der HT durch die starke Tiefenerosion ist ein wichtiges Merkmal für die Unterscheidung der Terrassengruppen und ist „Beweis für die en-bloc-Hebung zwischen der HT- und MT-Zeit.“ (BIRKENHAUER 1973: 489 ff.)

Da die Mittelterrassen höhenmäßig relativ nahe bei einander liegen und ihre Schotterkörper teilweise ineinander verschachtelt sind, was ihre Unterscheidung erschwert, obwohl sich ihre Entstehung „über den lange Zeitraum von der Günz über Mindel bis in die Riß-Kaltzeit erstreckt“ (BIRKENHAUER 1973: 489 ff.), muss man daraus schließen, dass dieser Zeitraum eine relativ ruhige tektonische Phase der rheinische Scholle darstellt. (BIRKENHAUER 1973: 489 ff.)

Stratigraphisch überlagern die Mittelterrassen die Hauptterrassen, gehören aber bereits zum Engtal, weshalb sie morphologisch deutlich tiefer liegen. In den Mittelterrassensedimenten können verstärkt Schwerminerale vulkanischen Ursprungs gefunden werden, was sich durch den zu dieser Zeit aktiven Osteifelvulkanismus erklären lässt. (HOSELMANN 1994: 12)

Abb. 7 zeigt ein schematisches Querprofil durch das untere Mittelrheintal. Man kann deutlich die verschiedenen Terrassenniveaus erkennen, die in dieser Darstellung vollständig bis hinauf zur Trogfläche dargestellt sind. Unter den bereits im Pliozän entstandenen Niveaus schließt sich die sehr breit ausgebildete Hauptterrasse an. Sie kann in der Regel in zwei Stufen untergliedert werden. Ihre Schotterzusammensetzung unterscheidet sich, wie bereits von SCHNÜTGEN erwähnt, deutlich von der der pliozänen Terrassen. (SEMMEL 1972: 33)

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Abb. 7: Schematisches Querprofil durch das untere Mittelrheintal (KAISER 1961: In:

Man darf sich die Terrassen jedoch nicht so vorstellen, wie Kaiser sie in seiner Zeichnung darstellt. Sie haben keine Terrassentreppen mit identischen Niveaus auf beiden Uferseiten. Das würde voraussetzen, dass die Talböden von Eintiefungsphase zu Eintiefungsphase schmaler würden. Tatsächlich bleiben die Terrassen an solchen Stellen erhalten, an denen sie vor der Abtragung geschützt sind. Manche Niveaus sind daher an bestimmten Stellen nur einseitig oder gar nicht erhalten. Wichtig ist, dass eine Terrasse als ehemaliger Talboden längs des Tales an mehreren Stellen auf gleichem Niveau mit gleichen Ablagerungen auftritt. (AHNERT 1996: 240)

BIBUS, BRUNNACKER und QUITZOW stellen die Terrassen in ihren Zeichnungen nur auf einer Flussseite dar. Beispielhaft sei in Abb. 8 der Entwurf von BIBUS verändert durch AHNERT wiedergegeben.

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Abb. 8: Terrassenschema am unteren Mittelrhein (AHNERT 1996: 239, verändert nach BIBUS mit der Nomenklatur von QUITZOW)

oHöT, mHöT, uHöt = obere, mittlere und untere Höhenterrasse

äHT, jHT, ujHT = ältere, jüngere und untere jüngere Hauptterrasse oMT, mMTm uMT = obere, mittlere und untere Mittelterrasse oNT, uNT = obere und untere Niederterrasse IT = Inselterrassen

B VI

Beschreibung eines Beispielprofils:

Zur Veranschaulichung, wie sich die Flussterrassen in der Landschaft darstellen, wird nun ein Beispielprofil erläutert. Der Schnitt durch das Tal befindet sich, wie Abb. 9 und Abb.10 zeigen, im unteren Mittelrheintal auf der Höhe der Erpeler Ley:

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Abb.9: Geologische Karte des Rheinischen Schiefergebirges

Die geologische Karte zeigt einen Überblick über das gesamte Rheinische Schiefergebirge. Der genauer betrachtete Schnitt ist grün gekennzeichnet. Der Ausschnitt aus der topographischen Karte zeigt das Mündungsgebiet der Ahr in den Rhein. Man kann deutlich den Schwemmfächer der Ahr erkennen. Ebenfalls deutlich sichtbar ist die Talaufweitung im Mündungsgebiet.

Die verschiedenen Terrassenniveaus sind nicht alle deutlich zu erkennen. Dennoch bietet sich der gezeigte Schnitt an, da er die eine relativ vollständige Terrassenfolge zeigt.

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Abb. 10: Ausschnitt aus der TK 50 L 5508 Bad Neuenahr/Ahrweiler

Von der Höhe der Erpeler Ley hat man einen guten Überblick über die Terrassenlandschaft des Mittelrheingebietes. Die jüngere Hauptterrasse auf einem Niveau von 190 - 205 m NN ist beherrschendes Formenelement. Ausgehend von dieser jüngsten Form des Breittals bricht das Gelände zum Tal hin in einer Steilstufe ab. Leistenförmig befinden sich in dieser Steilstufe Reste der Mitelterrassen, in Abb. 11 jedoch nur einseitig. Sie sind genau wie die Niederterrassen, die sich in einer Höhe von 55-70 m NN befinden, und die Talsohle Bestandteil des Engtals. Die jüngere Niederterrasse ist in die ältere eingeschachtelt. Auch dies ist im Schnitt nicht zu sehen. Der Rhein selbst fließt in einer Höhe von 50-53 m NN, also etwa 150 m tiefer als die jüngere Hauptterrasse.

Die älteren Terrassen treten morphologisch kaum in Erscheinung. Über ihnen liegen auf einem Niveau zwischen 250 und 325 m NN die in das Pliozän einzuordnenden Höhenterrassen. Oberhalb dieses Niveaus beginnt die Trogregion als Formenelement das die Ursprünge des Rheintals wiedergibt. (SCHNÜTGEN o.J.:18)

Quitzow zeichnet den Schnitt etwas nördlich der Applolinariskirche. Die von ihm verwendete Nomenklatur ist in Abb. 8 erklärt.

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Abb. 11: Schematischer Querschnitt durch das Rheintal in der Höhe der Erpeler Ley (QWITZOW 1978: In: SCHNÜTGEN o.J.: 16) B = Basalt; pl = Pliozän

An diesem Querschnitt kann man erkennen, dass die Terrassenabfolge nicht immer vollständig ist, wie sie in den Modellen dargestellt werden. Man sieht, dass einige Niveaus nur einseitig vorhanden sind. Interessant ist der Schnitt besonders deshalb , da östlich des Scheidskopf noch ein Rest der pliozänen Höhenterrasse vorhanden ist. SCHNÜTGEN veranschaulicht die auf der Karte nur schwer zu erkennenden morphologischen Gegebenheiten durch eine Skizze, die die Linzer Bucht von jüngeren Hauptterrasse, der Kiesgrube Ohlenberg, aus zeigt. Die von ihm verwendete Nomenklatur entspricht der bei Abb. 8 erläuterten von QUITZOW. Die orange Linie in Abb. 10 gibt die Blickrichtung an.

Abb. 12: Blick von den Kiesgruben der jHT bei Ohlenberg auf die Linzer Bucht (SCHNÜTGEN o.J.: Abb.2)

Im Vergleich zum oberen Mittelrhein ist das untere Mittelrheintal deutlich breiter. Dort weist die Talsohle nicht nur schmale Uferleisten wie im oberen Abschnitt auf, sondern hat einen durchgehenden Talboden, der wechselständig angeordnet ist.

Von dort aus kann man nur bis zu den 700 000 Jahre alten Hauptterrassen sehen, ca. 150 m über dem Talboden. Die eigentliche naturräumliche Grenze des Tals stellen die Höhenterrassen in ca. 320 - 350 m über der Talsohle dar. Sie sind wegen der steilen Hänge aus dem Tal nicht zu sehen. Zwischen den Haupt- und Niederterrassen befinden sich die Reste der Mittelterrassen. Durch die auf ihnen gelegenen Burgen treten sie teilweise etwas deutlicher in Erscheinung. (Kremer 1994: 4)

B VII

Möglichkeiten der Terrassendatierung und Deutung:

Zur Deutung von Flussterrassen bedient man sich verschiedener Mittel der Terrassenkorrelation. Dabei werden Terrassen, die ursprünglich zum gleichen Talboden gehörten in Bezug auf Niveau, Korngröße und Zusammensetzung des Sediments, Schwermineralanteil und Verwitterungszustand verglichen. Aus dem vertikalen Abstand zweier Terrassen, deren Alter bekannt ist, kann die Eintiefungsrate leicht berechnet werden. Über Korrelation und Datierung von Flussterrassen kann so beispielsweise die Hebungsgeschichte eines Gebirges abgeleitet werden. Ursprünglich haben Talböden ein gleichsinniges Gefälle. Weichen die aus ihnen hervorgegangenen Terrassen davon ab, deutet das auf Krustenverbiegungen hin, „deren Alter und Größen mit Hilfe von Datierungen der Terrassen bestimmt werden können.“ (AHNERT 1996: 240)

Abb. 13 verdeutlicht dies am Rhein. Sie zeigt einen Ausschnitt des Rheinverlaufs zwischen dem Mainzer Becken im Süden und Wesel im Norden. Eingezeichnet sind die Höhenverläufe der älteren und jüngeren Hauptterrasse sowie der oberen und unteren Mittelterrasse nach Untersuchungen von QUITZOW 1974 (zitiert nach AHNERT 1996: 240). Die Darstellung ist etwa 250-fach überhöht.

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Abb. 13: Längsprofile der Hauptterrassenniveaus (HT) und Mittelterrassenniveaus (MT) des Rheins zwischen dem Mainzer Becken und dem Norddeutschen Tiefland (QUITZOW 1974: In: AHNERT 1996: 241)

Im südlichen Abschnitt des Mittelrheintales zwischen Bingen und Koblenz sind die beiden Hauptterrassen annähernd parallel zueinander stark aufgewölbt. Die Mittelterrassen zeigen ebenfalls diese Aufwölbung an der selben Stelle, jedoch in etwas geringerem Maße. Dieser Unterschied in der Aufwölbung zeigt an, dass die tektonische Hebung, die diese Aufwölbung verursachte, erst nach der Bildung der Hauptterrasse aber deutlich vor der Bildung der oberen Mittelterrasse einsetzte. Nach der Mittelterrassenbildung dauerte die Hebung weiter an. Im zwischen Koblenz und Andernach gelegenen Neuwieder Becken wird durch eine tiefere Terrassenlage zwischen zwei Verwerfungen eine relative Absenkung im Vergleich zu den Nachbarschollen angezeigt.

Nördlich des Neuwieder Beckens konvergieren die Terrassenniveaus, was ebenfalls in stromabwärtiger Richtung durch eine Abnahme der Hebungsraten und -beträge anzeigt wird. Extrapoliert man die Profillinien Richtung Norden, so kreuzen sie sich. Tatsächlich befinden sich zwischen Wesel und Nimwegen Terrassenkreuzungen: „wegen der im Norddeutschen und niederländischem Tiefland vorherrschenden Senkungstendenz tauchen die Haupt- und Mittelterrassenschotter des Rheins unter das Niveau des Flusses ab, d.h. sie verschwinden als geomorphologische Gebilde. Die gestaffelten Schichten werden durch gestapelte abgelöst. (AHNERT 1996: 240) Eine Möglichkeit Rückschlüsse, auf die Oberflächenformen der damaligen Zeit zu ziehen, bietet die Bimstuffdecke des Laachersee-Ausbruches. Durch sie können auch mögliche Veränderungen der Oberflächenformen seit dem festgestellt werden. (PANZER 1967: 12) Außerdem kann durch die Bimstuffablagerungen eine Datierung vorgenommen werden, da die Ausbruchszeit relativ gut bekannt ist.

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Nach HOSELMANN (1994: 12) muss man das stratigraphische Prinzip, je höher, desto älter, kritisch betrachten. Über die Höhenlage der Terrassenkörper kann seiner Meinung nach nur eine ungenaue stratigraphische Zuordnung erfolgen, da die postsedimentäre Tektonik eine nicht unwichtige Rolle gespielt hat. Die Höhe über dem Fluss kann daher nur als ein ungefähres Maß betrachtet werden.

Eine weitere Möglichkeit der Terrassendatierung ist die Schotteranalyse. Durch qualitative Schotteranalyse der Kiesfraktion kann man das sich im Laufe der Flußgeschichte ändernde Einzugsgebiet des Rheins beschreiben. Der quantitativen Schotteranalyse kommt eine stratigraphische Bedeutung zu. Für diese Datierungsmethode ist die Annahme entscheidend, dass mit zunehmendem Alter eines Schotters der Anteil an widerständigen Quarzgeröllen zunimmt.

Gewöhnlich wird die Fraktion 2-5 cm ausgesiebt, da man bei ihr die Bestimmungen auf dem makroskopischem Weg ohne Hilfsmittel machen kann. In der Regel kann ein Analysenumfang von 300 Geröllen als repräsentativ angenommen werden. Beispiele für die Niederrheinische Bucht gibt SCHNÜTGEN:

Quarzgeröllanteile (2-5 cm) der Schotter am Niederrhein:

Pliozän 80-90 % Ältestpleistozän 60-70 % Hauptterrasse 50-60 % Mittelterrasse 30-40 % Niederterrasse 20-35 %

In ähnlicher Weise können diese Zahlen auch auf das Mittelrheingebiet angewendet werden. Quarz kommt als Schotterkomponente in allen Schottern im Einzugsgebiet des Rheins vor. Nur in einigen kleineren Flüssen der Eifel und des östlichen Rheinischen Schiefergebirges unterschreitet sein Anteil manchmal deutlich die 10 %. (Schnütgen o.J.: 8) In den Quarzanteilen der niederrheinischen Schotter wird gut deutlich, wie mit dem zunehmenden Alter der Quarzanteil steigt, beziehungsweise der Anteil an weniger wiederständigen Geröllen abnimmt.

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C Zusammenfassung:

Das Mittelrheintal ist das antezedente Durchbruchstal des Rheins durch das Rheinische Schiefergebirge. Bis etwa zum Mittelmiozän lag eine Wasserscheide im nördlichen Rheinischen Schiefergebirge, weshalb die Entwässerung des Gebirges bis dahin im Wesentlichen in Richtung Süden erfolgte. Aufgrund tektonischer Ereignisse konnte der Rheinvorläufer die Wasserscheide durchbrechen. Die folgende tektonische Hebung des Gebirges zwang den Fluss, man kann nun schon vom Rhein sprechen, sich in das anstehende Gestein einzuschneiden. Erosion und Hebung erfolgten mit vergleichbarer Geschwindigkeit. Unregelmäßigkeiten der Hebung sorgten für die Ausbildung von Terrassen. Die ältesten Terrassen sind die zwischen Pliozän und Pleistozän zu datierenden Höhenterrassen. Das deutlichste Terrassenniveau ist das der Hauptterrassen, deren Unterkante den Abfall zum Engtal bildet. Hebungsunregelmäßigkeiten im Zusammenhang mit Klimaschwankungen hatten die deutliche Terrassenausbildung zur Folge.

Da die Terrassen des Mittelrheintals gestaffelt vorliegen, gilt das kritisch anwendbare stratigraphische Prinzip, je höher, desto älter. Schotteranalysen geben Aufschluss über das Alter einer Terrasse und darüber, wo der Fluss zum Ablagerungszeitpunkt sein Einzugsgebiet hatte. Die Bimstuffdecke des Laachersee-Ausbruchs lässt Rückschlüsse über ehemalige Oberflächenformen zu.

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Literaturverzeichnis:

AHNERT, F. (1996): Einführung in die Geomorphologie.- Stuttgart

BIRKENHAUER, J. (1973): Zur Chronologie, Genese und Tektonik der plio-pleistozäne Terrassen am Mittelrhein und seinen Nebenflüssen.- In: Z. Geomorph. N.F. Berlin, Stuttgart

HARTMUT LESER [Hrsg.] (1997): Diercke Wörterbuch Allgemeine Geographie HOSELMANN, C. (1994): Stratigraphie des Hauptterrassenbereichs am unteren Mittelrhein.-Geologisches Institut der Universität zu Köln, Sonderveröffentlichungen, 96: 235 Seiten; Köln

KREMER, B. (1985): Der Mittelrhein - Mittelrheinisches Becken und unteres Engtal.-In: Rheinische Landschaften, 26: 35 Seiten; Köln Rheinischer Verein für Denkmalpflege [Hrsg.]

KREMER, B. & MEYER, W. (1994): Das obere Mittelrheintal - Rheinlandschaft zwischen Bingen und Koblenz.- In: Rheinische Landschaften, 43: 35 Seiten; Köln Rheinischer Verein für Denkmalpflege [Hrsg.]

PANZER, W. (1967): Einige Fragen der Formenentwicklung im Rheinischen Schiefergebirge und ihre Erforschung.-

In: Die Mittelrheinlande, Festschrift zum XXXVI. deutschen Geographentag vom 2. bis 5. Oktober 1967 in Bad Godesberg Institut für Landeskunde E. MEYNEN [Hrsg.]

QUITZOW, W. (1969): Die Hochflächenlandschaft beiderseits der Mosel zwischen Schweich und Cochem.- Hannover Bundesanstalt für Bodenforschung [Hrsg.]

SCHNÜTGEN, A. (o.J.): Exkursionen für das Unterseminar „Physische Geographie I“.[unveröffl.]

DEHMEL, R.. (1972): DierckeWeltatlas.- Braunschweig WESTERMANN, G. [Hrsg.]

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Abbildungsverzeichnis  :  

Abb.  01: AHNERT 1996:  

Abb.  02: Eigener Entwurf 2002, verändert nach Diercke Weltatlas 1972.-  

Abb.  03: AHNERT 1996:  

Abb.  04: KREMER 1994:  

Abb.  05: AHNERT 1996:  

Abb.  06: AHNERT 1996:  

Abb.  07: KAISER 1961: In: SEMMEL 1972:  

Abb.  08: AHNERT 1996:  

Abb.  09: Eigener Entwurf 2002, verändert der geologischen Karte der BRD  

Abb.  10: Eigener Entwurf 2002, verändert TK  

Abb.  11: QWITZOW 1978: In: SCHNÜTGEN o.J.:  

Abb.  12: SCHNÜTGEN o.J.:  

Abb.  13: QUITZOW 1974: In: AHNERT 1996:  

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