Quantifizierung Holozäner Auensedimente im Einzugsgebiet des Schöpfleinsgraben. Die Nördliche Frankenalb

Inhaltsverzeichnis

Inhaltsverzeichnis

Abbildungsverzeichnis

Tabellenverzeichnis

Abkurzungsverzeichnis

1. Einleitung

2. Stand der Forschung
2.1 Beschreibung und Klassifikation des Flusssystems
2.2 Die Stellung von Auensedimenten innerhalb der fluvialen Geomorphodynamik im Spatglazial und Holozan
2.3 Modelle zur Landschaftsentwicklung und Einflussnahme des Menschen
2.4 Berechnung des Sedimentvolumens holozaner Auensedimente verschiedene Quantifizierungsmethoden

3. Das Untersuchungsgebiet
3.1 Lage und Abgrenzung
3.2 Geologie
3.3 Relief und Boden
3.4 Hydrologie
3.5 Klima
3.6 Landschafts- und Siedlungsgeschichte

4. Arbeitsmethoden
4.1 Gelandearbeit
4.2 Sedimentanalyse
4.3 GIS-Analyse und Ermittlung der Auenflache
4.4 Fehlerberechnung und Berechnung der Durchschnittsmachtigkeit

5. Ergebnisse
5.1 Profilbeschreibung und Errechnung der Sedimentmachtigkeiten an den Profilen im Einzugsgebiet des Schopfleinsgrabens
5.1.1 Oberlauf
5.1.2 Oberlauf
5.1.3 Mittellauf
5.1.4 Unterlauf
5.1.5 Einzelbohrung
5.1.6 Unterlauf
5.1.7 Unterlauf
5.2 Berechnung der Auenflache
5.3 Berechnung des Sedimentvolumens
5.3.1 Oberlauf
5.3.2 Mittellauf
5.3.3 Unterlauf
5.3.4 Gesamtvolumen

6. Diskussion

7. Literaturverzeichnis

8. Internetquellen

9. Abbildungsquellen

Danksagung

Anhang

Abbildungsverzeichnis

Abb. 1: Ubersichtskarte zur Lage des Einzugsgebietes

Abb. 2: Kontinuum der Flusstypen und einige bestimmende Variablen

Abb. 3: Hjulstrom-Diagramm

Abb. 4: Volumenberechnung nach ROMMENS ET AL. (2006)

Abb. 5: Berechnungsschritte zur Ermittlung des Sedimentvolumens nach MACAIRE ET AL. (2002), (eigene Darstellung)

Abb. 6: Klimadiagramm der Station GroRziegenfeld

Abb. 7: Ausgewiesene Auenflachen im Schopfleinsgraben Einzugsgebiet.. 33 Abb. 8: Vereinfachte Darstellung des Prinzips der linearen Streckung

Abb. 9: Ubersichtskarte der im Untersuchungsgebiet angelegten Auenquerprofile und Einzelbohrungen

Abb. 10: Blick ins Tal des Schopfleinsgraben am Oberlauf

Abb. 11: Lage der Bohrpunkte am Oberlauf 1

Abb. 12: Profilzeichnung des Langsprofils am Oberlauf 1

Abb. 13: Lage der Bohrpunkte am Oberlauf 2

Abb. 14: Profilzeichnung des Querprofils Oberlauf 2

Abb. 15: Lage der Bohrpunkte am Mittellauf

Abb. 16: Profilzeichnung des Querprofils am Mittellauf

Abb. 17: Lage der Bohrpunkte des Profils Unterlauf 1

Abb. 18: Profilzeichnung der Bohrpunkte am Unterlauf 1

Abb. 19: Lage der Einzelbohrung

Abb. 20: Lage des Querprofils Unterlauf 2

Abb. 21: Profilzeichnung des Transekts Unterlauf 2

Abb. 22: Lage der Bohrpunkte des Langsprofils Unterlauf 3

Abb. 23: Profilzeichnung des Langsprofils Unterlauf 3

Abb. 24: Ermittelte Auenflache eingeteilt in Oberlauf (rot), Mittellauf (grun) und Unterlauf (blau)

Tabellenverzeichnis

Tab. 1: Machtigkeiten der Auensedimente und Berechnung Oberlauf 1 40

Tab. 2: Machtigkeiten der Auensedimente und Berechnung Oberlauf 2 42

Tab. 3: Machtigkeiten der Auensedimente und Berechnung Mittellauf 45

Tab. 4: Machtigkeiten der Auensedimente und Berechnung Unterlauf 1 48

Tab. 5: Machtigkeiten der Auensedimente und Berechnung Unterlauf 1 52

Tab. 6: Machtigkeiten der Auensedimente und Berechnung Unterlauf 3 56

Tab. 7: Berechnung des Volumens holozaner Auensedimente im Einzugsgebiet des Schopfleinsgrabens 60

Abkurzungsverzeichnis

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

1. Einleitung

Der globale Umweltwandel hat einen wichtigen Einfluss auf die Mensch-Umwelt-Be- ziehung und erfahrt eine stets wachsende gesellschaftliche Bedeutung. All diese Ver- anderungen im Umweltsystem haben beispielsweise auch Einfluss auf Flusse und ihre Einzugsgebiete. FlieRendes Wasser als eine der wichtigsten formbildenden Krafte der Erdoberflache nimmt in der Geomorphologie eine besondere Stellung ein. Fluviale Prozesse haben einen maRgeblichen Anteil daran, wie sich das heutige Landschafts- bild darstellt. Entsprechend der naturraumlichen Gegebenheiten entstanden so unter- schiedliche Fluss- und Talsysteme.

Der Mensch als gestaltender Akteur seiner Umwelt beeinflusste in seiner Geschichte vor allem durch Ackerbau und der Anlage von Siedlungen grundlegend das Land- schaftsbild. Seit Beginn des Neolithikums ist eine deutliche Zunahme an Bodenabtrag festzustellen. Um auch zukunftig Vorhersagen uber die Auswirkungen menschlichen Handelns zu treffen bedarf es der Untersuchung vergangener Auswirkungen. Die Er- kenntnisse dazu lassen sich aus entsprechenden Geoarchiven entnehmen. In diesem Zusammenhang entstanden die fur diese Arbeit durchgefuhrten Untersuchungen im Rahmen des DFG geforderten Projekts: “Siedlungs- und Landschaftsgeschichte der Nordlichen Frankenalb zur Bronze- und Eisenzeit“. Dabei gilt es herauszufinden, in- wiefern die Sesshaftwerdung des Menschen und die damit verbundenen Eingriffe in die Umwelt die Bodenerosion gefordert haben.

Kolluvien und Auensedimente gelten als korrelate Sedimente der Bodenerosion und wurden mit Hilfe von Rammkernsondierungen im Einzugsgebiet des Schopfleinsgra- bens (9 km2) erbohrt (Abb. 1). Anhand der Bohrungen soll festgestellt werden, wie viel Sedimentmaterial in der Aue, seit Beginn der ackerbaulichen Nutzung abgelagert wurde. Zunachst ist es notwendig, die jeweiligen Flachen als Auen abzugrenzen und auszuweisen. Erst dann kann das darin enthaltene Sedimentvolumen bestimmt wer- den. Ziel dieser Arbeit ist es die Grenze, den Ubergang vom Pleistozan zum Holozan zu „erbohren“ um somit die holozanen Auensedimente quantifizieren zu konnen. Die- ser Ubergang kennzeichnet sich oftmals durch Schotterablagerungen, die wiederum nur bei entsprechend hoher Transportrate des Flusses verfrachtet werden konnten.

Die daraus gewonnenen Bohrkerne wurden hinsichtlich verschiedener Kriterien (Bo- denart, Kalkgehalt, Farbe, oxidative/reduktive Merkmale, Humusgehalt usw.) aufge- nommen, eingemessen und visualisiert.

Im Folgenden soll die Arbeit gemaft dem Stand der Forschung eingeordnet werden. Nach der Einfuhrung in das Untersuchungsgebiet werden die verwendeten Arbeitsme- thoden vorgestellt. Dabei wird auf die GIS-basierte Analyse sowie die Berechnung der Sedimentmachtigkeiten eingegangen. In den Ergebnissen werden die aus den Boh- rungen gewonnenen Erkenntnisse dargestellt. Aufterdem wird dabei genauer auf die bestimmten Sedimentmachtigkeiten des jeweiligen Flussabschnitts eingegangen. Die Ermittlung der Auenflache sowie die Berechnung des Gesamtvolumens sollen im An­schluss prasentiert werden. Eine abschlieftende Diskussion, in welcher die Ergebnisse kritisch uberpruft werden bildet den Abschluss dieser Arbeit. Das Ziel der Diskussion ist es, das Bild uber die Mensch-Umwelt-Beziehung in Relation zu den Veranderungen im fluvialen System seit dem Ubergang vom Pleistozan zum Holozan zu setzen.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1: Übersichtskarte zur Lage des Einzugsgebietes.

2. Stand der Forschung

2.1 Beschreibung und Klassifikation des Flusssystems

Nach Ahnert (2015) wird das fluvialmorphologische Prozessresponssystem von au- Reren und inneren EinflussgroRen gesteuert. Bei den AuReren handelt es sich um Energiezufuhr endogener und exogener Prozesse. Daraus resultieren drei Kategorien ensystemischer Komponenten: Formkomponenten, Materialkomponenten und Pro- zesskomponenten. Zu den Formkomponenten zahlen das regionale Relief, Flussbett und Talboden mit ihren Gefallswerten, sowie die Hangform und -hohe. Formkompo- nenten werden bestimmt durch das Material und ablaufende Prozesse. Bestimmte ge- ologische Strukturen und Ausgangsgesteine bestimmen beispielsweise uber die Fluss- fracht. Dessen Mobilisierung wird allerdings erst durch Prozesse wie die Verwitterung, Denudation, fluviale Erosion, Transport und Ablagerung moglich. Entsprechend der jeweils dominierenden Steuerungsfaktoren innerhalb eines Einzugsgebiets, ergibt sich aus dem Zusammenwirken der unterschiedlichen Komponenten, ein fur die jeweilige Region typisches Landschaftsbild. Betrachten wir auf diese Weise das Einzugsgebiet des Schopfleinsgrabens, so werden wir auch hier regionaltypische Strukturen, Formen und Prozesse vorfinden. Die Funktionalbeziehungen der einzelnen Komponenten un- tereinander machen es zu einem fluvialen Prozessresponssystem (AHNERT 2015: 242­245).

Das Klassifikationsschema nach LEOPOLD & WOLMAN (1957) etablierte drei Grundriss- formen des Flussbetts: gestreckt, verzweigt und maandrierend (straight, braided, me­andering). Entsprechend der vorherrschenden Bedingungen passt ein Fluss sich den Anderungen seiner Flussfracht an, indem er die Form seines Flussbetts danach aus- richtet. Es ist daher wichtig zu verstehen welche bestimmenden Variablen an der Formbildung teilhaben und das Flusssystem charakterisieren.

BURT & ALLISON (2010) beschreiben die Zusammenhange zwischen Flussen, Talern und ihren Auen als Sedimentkaskade. Ausgehend von den Hangen konnen diese als einzelne „Transferzonen“ betrachtet werden. Auf dem Gebiet der Geomorphologie konnte vor allem in den letzten Jahrzehnten die Komplexitat und Zusammenhange dieser Transfers erforscht werden. Der Sedimenttransfer lasst sich vereinfacht in ei- nem Modell darstellen, in dem charakteristische Variablen des Flusssystems (basin size, floodplain width, stream slope usw.) als allgemeines Kontinuum dargestellt wer- den. Diese Variablen werden zwei generell vorherrschenden Zustanden zugeordnet: hohe Energiezufuhr und geringe Widerstandskraft, sowie geringer Energiezufuhr und hoher Widerstandskraft (Abb. 2).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 2: Kontinuum der Flusstypen und einige bestimmende Variablen, BURT & ALLISON (2010).

Unter erstgenannten Bedingungen bilden sich Flusssysteme aus, die einem standigen Wandel unterliegen und sich stets in einem Ungleichgewichtszustand befinden. Sie streben ein dynamisches Gleichgewicht an. Kennzeichnend hierfur ist ein episodischer Transport und die Speicherung von Sedimenten, welche vor allem durch Groftereig- nisse hervorgerufen wird. Herrschen jedoch eine geringe Energiezufuhr und eine hohe Widerstandskraft vor, so vollziehen sich nur wenige Veranderungen im System und es besteht eine Tendenz zum stationaren Zustand. Akkumulation und Erosion finden hier oft simultan statt und weisen dabei fast gleiche Massen- und Transportbilanzen auf (BURT & ALLISON 2010: 307-308).

Betrachtet man die Ablaufe innerhalb einer Sedimentkaskade genauer, so wird man feststellen, dass Einzugsgebiete von Flussen und Bachen einen groften Teil der Land- oberflache einnehmen und somit eine entscheidende Rolle bei der Landschaftsent- wicklung spielen. Durch ihre erosive Tatigkeit pragen sie nachhaltig das Landschafts- bild. Gleichzeitig entstehen durch den Abtrag und anschlieftende Ablagerung neue Formen. Die Materialverfugbarkeit, dessen Mobilisierung und Transport sind notwen- dige Schritte bevor es uberhaupt zu einer Ablagerung kommen kann. Denudative Pro- zesse am Hang sowie die Flussarbeit bilden dabei die Hauptkomponenten des fluvia- len Systems.

Innerhalb dieses Systems konnen sich verschiedene Sedimentspeicher bilden. Aus- gehend von den Hangen wird entsprechend des vorherrschenden Klimas, der Vege­tation und der Geologie, Material durch Verwitterung zur Verfugung gestellt. Zusatzli- ches Material wird durch das Phanomen der Bodenerosion bereitgestellt. Darunter ver- steht man einen uber das naturliche AusmaR hinausgehenden Abtrag von Bodenma- terial, hervorgerufen durch anthropogene Eingriffe. Durch Niederschlag und Oberfla- chenabfluss kommt es zunachst zur korngroRenselektiven Erosion des Bodensub- strats. Der Gravitation und dem Gefalle folgend findet ein hangabwarts gerichteter Transport statt. Mit abnehmendem Gefalle und FlieRgeschwindigkeit kommt es zur Ab- lagerung des zuvor abgetragenen Bodensubstrats im Unterhangbereich. Das dort ge- speicherte Material wird als Kolluvium bezeichnet (FUCHS ET AL. 2008). Dieses ist ge- kennzeichnet durch eine mehrfache Umlagerung von Bodenmaterial und weist oftmals eine entsprechende Horizontierung auf.

Entlang der Wasserlaufe lagert sich durch den Fluss transportiertes Material ab (Allu­vium). Es wird dabei unterschieden zwischen im Flussbett, am Flussufer und in der Flussaue abgelagertem Material. Zusatzlich wird zwischen Losungsfracht, Schweb- fracht und Gerollfracht differenziert. Zum Transport der jeweiligen Sedimente ist es notwendig, dass ein fur die jeweiligen KorngroRen entsprechender Schwellenwert uberschritten wird (Abb. 3).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Die Bestandteile der Losungsfracht entstehen in erster Linie durch chemische Verwit- terung. Die im Wasser gelosten Materialien werden transportiert, solange das Wasser flieften kann. Feinkornige Sedimente werden leicht in Suspension gehalten, weshalb sie langere Transportwege zurucklegen konnen. Grobe Sedimente hingegen legen nur kurze Strecken unmittelbar entlang des Flussbetts zuruck, demnach finden sich gro- bere Schotter und Kiese im Bereich des Flussbetts. Tritt ein Fluss uber seine Ufer, so findet eine Sortierung der Sedimente entsprechend ihrer Korngrofte statt. Je weiter vom Flussufer entfernt, umso feiner sind die abgelagerten Komponenten und desto naher am Flussbett befinden sich die groberen Sedimente, welche zur Bildung natur- licher Damme, sogenannten Levees beitragen. Die in der Flussaue akkumulierten Se- dimente entsprechen dabei haufig den Korngroften Schluff und Ton, die uberwiegend als Suspensionsfracht angeschwemmt werden. Sie stammen vorwiegend von Boden der Landoberflache.

Diese alluvialen Sedimentspeicher stellen hervorragende Geoarchive dar und lassen Ruckschlusse auf vergangenes Klima und Landnutzung zu (vgl. Kap. 1). Sie wurden vornehmlich im Holozan abgelagert und treten haufig in Form von Auenlehmen auf. Dabei handelt es sich um durch aquatische Hangdenudation und linienhafte Erosion ausgespulte Feinsedimente, die in den Talern wieder zur Ablagerung kamen. Entstan- den sind sie meist durch anthropogenen Einfluss. Hohe Sedimentationsraten sind vor allem fur Phasen erhohter Rodungsaktivitat belegt, zum Beispiel fur das Hochmittelal- ter. Durch die Entstehung ungeschutzter Flachen konnte leicht Bodenabtrag stattfin- den. Flachenhaft abgelagert sind sie stellvertretend fur eine Phase starkerer fluviatiler Aktivitat (LEISS 2011: 158). In Kombination mit den aus Kolluvien gewonnenen Daten und archaologischen Funden kann somit ein ganzheitliches Bild des Bodenabtrags geschaffen werden.

In dieser Arbeit sollen nur die alluvial gespeicherten Sedimente betrachtet werden, um die Menge des im Holozan abgelagerten Materials zu bestimmen. Interessant ist die- ser Zeitraum vor allem deshalb, da der Mensch mit Beginn des Neolithikums auch seine direkte Umwelt auf die neue Lebensweise anpasste und veranderte.

2.2 Die Stellung von Auensedimenten innerhalb der fluvialen Geo- morphodynamik im Spatglazial und Holozan

Eine zeitliche Einordnung der Sedimente lasst sich anhand verschiedener Parameter vornehmen. Die Abgrenzung anhand morphostratigraphischer Eigenschaften gestaltet sich in der Regel jedoch als schwierig. Aufgrund von Ausraumungs- und Umlagerungs- phasen sowie pedogenetischer Prozesse sind Auensedimente vielfach gestort (NOLTE 2000: 8). Aufterdem besteht ein generelles Problem darin, dass die Datierung von um- gelagertem Material, wie zum Beispiel alluvialen und kolluvialen Sedimenten, nur In- formationen uber das Alter des Materials, aber nicht zwangslaufig uber das Alter zum Zeitpunkt der Ablagerung geben. Um verlasslichere Informationen daruber zu erhalten, sind Datierungsmethoden wie OSL notig um eine zeitliche Differenzierung alluvialer und kolluvialer Sedimente vorzunehmen (SEIDEL & MACKEL 2007: 205-207).

Die hierzu notwendigen Untersuchungen wurden mit konventionellen geomorphologi- schen Arbeitsmethoden durchgefuhrt. Die Einordnung der Sedimente soll deshalb auf Grundlage aktueller Forschungsergebnisse zur Abgrenzung holozaner Auensedi- mente mittels morphostratigraphischer Parameter erfolgen. Dabei spielt der Einfluss des Klimas eine nicht unwesentliche Rolle. Das Ende der letzten Eiszeit vor ca. 12.000 Jahren (DEUTSCHE STRATIGRAPHISCHE KOMMISSION 2012) markiert den Beginn der heu- tigen Warmzeit, dem Holozan. Damit verbunden anderten sich nicht nur die klimati- schen Verhaltnisse, sondern auch alle davon abhangigen Bestandteile der Umwelt. Der Einfluss eines solchen Wandels hat weitreichende Folgen fur alle betroffenen Um- weltsysteme, darunter auch das fluviale System.

Der Wandel klimatischer Bedingungen hat zur Folge, dass entsprechend unterschied- liche Sedimente abgelagert wurden. In diesem Zusammenhang kam es in den meisten mitteleuropaischen Flussen zu einem Umschwung des Flusssystems. Der Ubergang vom Pleistozan zum Holozan wird dabei als grundlegende Ursache gesehen.

MEINKE (1995) untersuchte am Mittel- und Unterlauf der Weser die Entwicklung des Flusslaufes im Zeitraum des Spatpleitozans. Wahrend des Glazials herrschte ein braided-river-System vor, was zur Ablagerung der Niederterrasse fuhrte. Nach Ruck- zug der Gletscher folgte die Weser einem neuen Weg in Richtung Norden und schnitt sich tief in die Sedimente des Drenthe-Glazials ein. Nachdem der neue Flusslauf mit Sedimenten aus der altesten Niedertrerrasse verfullt wurde, konnte sich wahrend der Saale- und Weichsel-Eiszeit ein braided-river-System uber die gesamte Talbreite aus- bilden.

Wahrend der Eem-Warmzeit kam es zu einem Wechsel des Flussregimes. Neben ei- nem rapiden Anstieg des Meeresspiegels, fuhrte die Abwesenheit von Permafrost, ebenso wie eine reduzierte Materialverfugbarkeit zur Ausbildung eines maandrieren- den Flusssystems. Walder und Sumpfe bildeten sich auf der Niederterrasse aus. Mit Beginn des Weichsel-Glazials begann die nachste Erosionsphase. Der Fluss konnte sich erneut eintiefen und trug einen Groftteil der organikhaltigen fluvial-limnischen Se- dimente des Eeems aus. Der Meeresspiegel fiel wieder ab und es kam zu einer Ver- schlechterung des Klimas.

Spatestens zu Zeiten des Allerod konnte sich wieder ein maandrierendes Flusssystem ausbilden. Die Maander der Weser schlangelten sich durch eine Sumpflandschaft im Unterlauf ihres Tals. Uber 1 m machtige Schlicksedimente im untersten Bereich der Mittelweser belegen einen Fortbestand des Systems bis zur Jungeren Dryas. Im At- lantikum stieg der Meeresspiegel wieder an, was gleichzeitig auch den Grundwasser- spiegel steigen lieft. In der Folge bildeten sich Sumpfe aus. Folglich sieht MEINKE (1995) Torfe als die ersten holozanen Sedimente, die sich auf der jungeren Niederterrasse ablagerten, an.

KASSE ET AL. (2005) teilten diesen Ubergang in drei Abschnitte ein. Fur das Einzugs- gebiet des Niers beschreiben sie zu Zeiten des Pleniglazials ein braided-river-System, welches sich allmahlich hin zu einem maandrierenden Flusssystem entwickelt. Den Zeitraum dazwischen beschreiben sie als Ubergangsphase, in welcher sich das Fluss- system dem milderen Klima und den sich andernden Umweltbedingungen anpasst. Zeitlich betrachtet lasst sich feststellen, dass ab Ende des Spatglazials, spatestens aber wahrend des Allerod und der Jungeren Dryas, eine Tendenz hin zu maandrieren- den Flussystemen besteht.

SCHIRMER (1995) beschreibt sieben Phasen holozaner Schotterumlagerungen fur ver- schiedene Einzugsgebiete im Alpenvorland, Zentraleuropa und die nordliche Tief- ebene Zentraleuropas. Die Abgrenzung zu pleistozanen braided river Terrassen sieht er in unterschiedlichen, texturellen Lagerungsstrukturen der Terrassenkorper und un- terscheidet dabei zwischen zwei fluviatilen Serien. Horizontal geschichtete V-Schotter stehen dabei fur Ablagerungen eines braided-river-Systems, wohingegen lateral ge- schichtete L-Schotter fur ein maandrierendes Flussystem stehen.

L-Schotter stehen dabei stellvertretend fur die durch Seitenerosion des Flusses her- vorgerufene laterale Flusslaufverlegung. Deutlich wird dies durch eine horizontale Korngroftensortierung ausgehend vom Stromstrich des Flusses. Weiterhin lassen sich unterschiedliche Terrassenmuster entsprechend dem Flieftverhalten der Flusse er- kennen (z.B.: Mosaik-Terrassenmuster oder Schlingen-Terrassenmuster).

V-Terrassen kennzeichnen sich durch eine Blocklage an ihrer Basis, die von horizon- tal-geschichteten Schottern uberlagert wird. Nach oben hin ist eine schwache Zu- nahme an Sandgehalten festzumachen. Teilweise sind diese von Auenrinnensedimen- ten durchzogen, welche schlieftlich in sandig-schluffige Auensedimente ubergehen. Die Basis der L-Terrasse bilden Skelettschotter, welche von vertikalen L-Schottern mit einer nach oben hin starken Zunahme an Sandanteilen uberlagert werden. Im Gegen- satz zu den V-Terrassen finden sich in den L-Terrassen haufig Auenrinnensedimente daruber, welche ebenfalls in sandig-schluffige Hochflutsedimente ubergehen.

Auensedimente oberhalb der V-Schotter sind folglich junger als der darunter liegende Schotterkorper. Ihre Ablagerung beginnt mit der erneuten Einschneidung der Flusse in ihre vorherigen Ablagerungen. Gleiches gilt fur die Auensedimente, welche oberhalb der L-Schotter liegen. Allerdings entspricht ihr Alter demselben wie den zeitgleich, durch Verlegung des Flusslaufs, abgelagerten Schottern. Aufgrund dessen ist bei den im Flussbett und in Auenrinnen akkumulierten Schottern, ein holozanes Alter nicht auszuschlieften. Oftmals konnen die Schotterkorper nur entsprechend ihrer Lagerung voneinander unterschieden werden konnen.

Den Untersuchungen zufolge gibt es demnach noch vor dem Meiendorf Interstadial einen Wechsel von V-Schottern zu L-Schottern maandrierenden Flussen an Obermain, Mittelrhein, Mittel- und Oberweser. Die ersten machtigeren und feineren Auensedi- mente werden im Spatwurm (13.000-11.800 B.P.) abgelagert. Mit Beginn des Prabo- reals ist bis in die Zeit des Atlantikums eine Abnahme der Hochflutsedimentmachtigkeit festzustellen aufgrund einer zunehmend dichteren Vegetation. Erst danach nimmt die Machtigkeit der Hochflutsedimente wieder zu, was sich auf beginnende Rodungen zu- ruckfuhren lasst.

BIBUS & WESLER (1995) untersuchten die Talentwicklung und fluviale Auendynamik des mittleren Neckartales anhand der Ausbildung von Maandern. Sie stellen dabei vier Phasen verstarkter fluvialer Aktivitat fest, welche sich mit den klimatischen Anderun- gen zu Zeiten des Boreal, Atlantikums, Subboreals und fruhen Subatlantikums, sowie zu Zeiten der Romer und des Mittelalters decken. Eine allmahliche Verlagerung des Flusslaufes lieft verschiedene Terrassenniveaus entstehen. Diese stehen jeweils stell- vertretend fur die verstarkte fluviale Tatigkeit des Flusses. Daruber abgelagert finden sich haufig Hochflutlehme.

Die Hauptphasen fluvialer Aktivitat werden durch dazwischenliegende Ruhephasen voneinander getrennt. Der Vergleich mit anderen mitteleuropaischen Flussen zeigt ei- nen Zusammenhang zwischen den wechselnden Akkumulations- und dazwischenlie- genden Ruhephasen. Die Erkenntnisse sind ein Hinweis auf weitreichende klimatische Einflusse. Menschliche Einflusse, in Form von Bodenerosion, rasche Maanderbildung und Akkumulation machtiger Hochflutlehme sind Merkmale der jungsten fluvialen Ta- tigkeiten, welche sich ab 1000 A.D. belegen lassen.

ROMMENS ET AL. (2006) unterteilen die alluvialen Sedimente des Nethen auf Grundlage sedimentologischer Eigenschaften und 14C-Datierungen in drei Ablagerungszeitraume. Torfe und anmoorige Lehme, in 3-6 m Tiefe, kennzeichnen den ersten Zeitraum. Das Ende der Ablagerung liegt hier in etwa bei 2900 B.C. Sie reprasentieren damit fruhho- lozane Ablagerungen des Praboreals (Beginn ca. 9600 B.C.), Boreals und Atlantikums. Die zeitliche Stellung der Torfablagerungen ins Atlantikum wird in verschiedenen Stu- dien im Dijle Einzugsgebiet belegt. Des Weiteren deuten Untersuchungen der Kalks- inter- und Kalktuffablagerungen auf einen Entstehungszeitraum wahrend des Boreals und Atlantikums hin. Zwischen 2 - 3,5 m liegen die Sedimente des zweiten Zeitraums. Sie kennzeichnen sich durch einen hohen organischen Anteil. Radiocarbon-Datierun- gen stellen diese Sedimente in den Zeitraum von 2900 B.C. bis ins Mittelalter (1000 A.D.). Die Sedimente des jungsten Zeitraums bestehen aus klastischen Sedimenten der letzten 1000 Jahre (ROMMENS ET AL. 2006: 195-197).

FUCHS ET AL. (2011) unterscheiden bei ihren Untersuchungen an der Aufsess ebenfalls anhand textureller Unterschiede der Sedimente zwischen spatglazialen und glazialen Sedimenten und holozanen Ablagerungen. Die alluvialen Sedimente der Aufsess wei- sen eine typische lithostratigraphische Abfolge auf. An der Basis befinden sich schlecht sortierte Schotter und Kiese mit bis zu 15 cm Durchmesser. Daruber folgen bis zu 40 cm machtige Sande und sandige Kiese, mit bis zu 1 cm Durchmesser. In einigen Profilen ersetzt eine organikhaltige Schicht mit darin enthaltenen Mollusken- resten in sandiger Matrix die Sande und sandigen Kiese. In einem Fall wird sie durch einen 160 cm machtigen Torf vertreten. Daruberliegende Schichten bestehen aus ei- ner bis zu 260 cm machtigen Auflage lehmiger Sedimente. Sie sind uberwiegend ho­mogen gelagert, kalkfrei und enthalten teilweise Holzkohle und Keramikfragmente. In Richtung Unterlauf der Aufsess besteht eine Tendenz zur Zunahme der Machtigkeit der lehmigen Sedimente.

Zum besseren Verstandnis der Abfolge der alluvialen Sedimente und zur zeitlichen Einordnung wurden OSL und 14C-Datierungen durchgefuhrt. Fur die Schicht der Schot- ter und Kiese wird angenommen, dass sie zu Zeiten des Spatglazials oder Glazials unter den Bedingungen eines braided-river-Systems abgelagert wurden. Leider konn- ten an der Aufsess keine OSL-Alter der Schotter bestimmt werden. Allerdings lieften sich korrelate Schotter aus der nahegelegenen Wisent datieren und konnten dem letz- ten Glazial zugeordnet werden. Alle oberhalb abgelagerten Sedimente stammen aus dem Holozan.

Radiocarbon-Datierungen des Torfs belegen ein Alter von 7,44 ± 0,07 ka, womit sich die organikhaltigen Schichten uber den Schottern unter den warm-feuchten Klimabe- dingungen des Atlantikums (Fruhholozan) gebildet haben mussen. Aus den Sanden und sandigen Kiesen uber den pleistozanen Schottern wurden vereinzelte Proben ebenfalls auf pleistozanes Alter datiert. Hier ist allerdings von pleistozan umgelagertem Material auszugehen. Dies zeigt, dass grobkorniges Material nicht immer eindeutig dem Pleistozan zugeordnet werden kann.

Alluviale Sedimente vom Fruh- bis Mittelholozan fehlen an der Aufsess fast vollstandig. Ein Grund dafur konnten ausbleibende Erosion oder unzureichende Sedimentzufuhr sein. Ahnliche Situationen wurden an anderen mitteleuropaischen Flusssystemen mit einem abrupten Wandel innerhalb der Flussdynamik vor ca. 2 ka Jahren beschrieben. Die Flusse begannen danach mit der Ablagerung von Feinsedimenten in der Aue. Auch an der Aufsess konnte dies durch die Ablagerung feinkorniger, lehmiger Sedi- mente, welche im Zeitraum zwischen ca. 2,4 ka bis 3 ka begannen, belegt werden (FUCHS ET AL. 2011: 6-8).

HOUBEN (2012) beschreibt den Aufbau der Talsedimente fur das Rockenberg Einzugs- gebiet mit 1,5 bis 2 m machtigen graubraunen, tonig-schluffigen Auensedimenten, die sich auf anthropogene Bodenerosion zuruckfuhren lassen. Darunter liegen dunkel- graue bis schwarze schluffige Tone, die er als „Black Floodplain Fines“ ausweist. Die „Black Floodplain Fines“ sind ein regionaler Markerhorizont und entsprechen dem von RITTWEGER (2000) beschriebenen schwarzen Auenboden. Dessen Entstehung wird ins Praboreal gestellt und deutet auf eine langere holozane Stabilitatsphase hin. Darunter liegt eine typische pleniglaziale bis spatglaziale Abfolge, bestehend aus Kiesen, San­den und Schluffen (HOUBEN 2012: 14).

In ihren Untersuchungen zur quartaren Stratigraphie Sudbayerns wissen DOPPLER ET AL. (2011) Auensedimente als holozane Ablagerungen auszuweisen. Das Holozan um- fasst den Zeitraum der menschlichen Besiedelung, die zu einer bedeutenden Beein- flussung des Okosystems fuhrte. Dieser Einfluss ist in den Flusstalern durch flachen- haft abgelagerte Auensedimente nachweisbar. Die feinkornigen Sedimente stammen von Auswaschungsprozessen, hervorgerufen durch Waldrodungen, die seit der Bronze-Zeit (spates Subboreal) stattfanden. Folglich lassen sich Auensedimente weit- gehend, aber nicht ausschlieftlich, auf den Zeitraum des Spatholozans beschranken.

In Bayern kommen holozane Ablagerungen hauptsachlich als Flusssedimente entlang der Wasserlaufe vor. Die fluviale Geomorphodynamik einer Warmzeit unterscheidet sich deutlich von der einer Kaltzeit. Warmphasen zeichnen sich durch eine weitgehend geschlossene Vegetationsdecke, einen aktiven Grundwasserkorper, und ein daraus resultierendes gemaftigtes Abflussregime aus. Maandrierende Flusssysteme sind durch weit verbreitete Terrassenfolgen belegt. Die Terrassen der Unterlaufe der alpi- nen Flusse und im Donautal zeigen nur geringe Hohenunterschiede. Eine Kombination aus sedimentologischen Analysen und Datierungen spricht fur eine Flussdynamik, die wahrend des Holozans deutlich variiert. Da die zugehorigen Anderungen fast synchron in allen Flusssystemen des Nordlichen Alpenvorlandes auftreten, scheint die Terras- senentwicklung durch klimatische Veranderungen ausgelost zu werden. Das Holozan umfasst die letzten 11,5 ka. Eine vergleichsweise kurze Zeit in Bezug auf den geolo- gischen Zeitrahmen. Zur Klassifizierung oder numerischen Altersbestimmung von ho- lozanen Ablagerungen gibt es je nach Material verschiedene Methoden. Darunter die Palynologie, Radiocarbon-Datierung, Lumineszenz-Datierung, stabile Isotope, Dendro-Chronologie, archaologische und historische Techniken. Dadurch sind hoch- aufgeloste Analysen dieses Zeitraums moglich. (DOPPLER ET AL. 2011: 344- 346).

Die vorgestellten Untersuchungen zeigen, dass der Wandel innerhalb der fluvialen Ge- omorphodynamik entweder durch klimatische Einflusse oder menschliche Aktivitaten gesteuert wird. Mit Beginn des Holozans konnen die Auensedimente stellvertretend fur warmere Klimabedingungen gesehen werden. Von diesem Zeitpunkt an werden in ers- ter Linie Feinsedimente akkumuliert. Dies hat langfristig zur Folge, dass es zur Ausbil- dung maandrierender Flusssysteme kommt. Eine zeitliche Abgrenzung der fluvialen Sedimente lasst sich durch diesen Wandel nur bedingt vornehmen. Vorhandene Markerhorizonte, wie der schwarze Auenboden oder die Laacher-See-Tephra, sind regionale Erscheinungen, die in anderen Untersuchungsraumen nicht anzutreffen sind. Vielmehr ist dort die raumliche Variabilitat und die Grofte der Einzugsgebiete aus- schlaggebend fur die Sensibilitat der jeweiligen Flusssysteme auf Veranderungen des Klimas oder der Umweltbedingungen. Klimatische Fluktuationen wahrend des Holozans haben Veranderungen des Systems zur Folge. Die Reaktionszeit auf diese Veranderungen, bestimmt die ablaufenden Prozesse und beeinflusst somit die Materialstrome.

2.3 Modelle zur Landschaftsentwicklung und Einflussnahme des Menschen

Mit Beginn der 1960-iger Jahre wurden erstmals Versuche unternommen das fluviale System quantitativ zu erfassen. Durch das Aufkommen technischer Neuerungen Mitte der 1990-iger Jahre (Geographische Informationssysteme) wurde ein Werkzeug geschaffen, welches es ermoglichte gelandebasierte Daten zu digitalisieren. Dadurch konnten Berechnungen und Vorhersagen anhand aufgenommener Daten durchge- fuhrt werden. Heute gewahrleistet der technische Fortschritt vielfaltige Moglichkeiten zur Simulation und Rekonstruktion zukunftiger Landschaftsentwicklungen. Die Anwen- dung und Implementierung von Modellen sind in den letzten Jahren in den Vorder- grund der Forschung geruckt. Dennoch besteht die Notwendigkeit der Verifizierung dieser Modelle. Sichergestellt werden kann dies nur durch eine uberprufung im Gelande. Angestrebt werden sollte deshalb eine Kombination aus konventioneller Gelandearbeit und daraus gewonnenen Daten, welche die Grundlage fur zukunftige Modellrechnungen darstellen. Dadurch kann eine bessere Auflosung gewahrleistet werden.

Folgend sollen einige dieser Modelle unter Berucksichtigung geomorphologischer Aspekte vorgestellt werden. Schwerpunktmaftig beruhen sie auf messbaren Umwelt- faktoren. Dabei agieren Landschaftsentwicklungsmodelle (Landscape evolution mo- dels-LEM) als quantitative Werkzeuge, welche die Entwicklung der Landoberflache und der darauf stattfindenden Prozesse simulieren (VALTERS 2016: 1).

LEM sind physikalisch-basierte Prozessmodelle. Die meisten Modelle simulieren hyd- rologische, fluviale oder denudative Prozesse, konnen aber auch glaziale, aolische oder tektonische Prozesse beinhalten. Ihr Anwendungsbereich bezieht sich meist auf die Einzugsgebiete von Flussen in der Groftenordnung von 10-1000 km2. Die zu be- trachtenden Zeitraume konnen dabei abhangig von der Fragestellung zwischen Jahr- zehnten, Jahrhunderten, Jahrtausenden oder gar Jahrmillionen variieren. Die Entwick­lung der Landschaft wird in LEM durch das Abflussverhalten von Wasser simuliert. Hierzu wird die Hohendifferenz einzelner benachbarter Zellen in einem digitalen Gelandemodell (DGM) berechnet.

Um die Reaktion eines Einzugsgebiets auf Umweltveranderungen bestmoglich zu si- mulieren, ist es wichtig eine breite Palette von Prozessen zu berucksichtigen. Denn nicht nur die direkten Auswirkungen jedes Prozesses selbst, auch die Wechselwirkun- gen zwischen verschiedenen Prozessen und deren Ruckkopplungsmechanismen neh- men entscheidenden Einfluss auf die Landschaftsentwicklung. So sind beispielsweise die an den Hangen ablaufenden Prozesse nicht nur fur die landschaftliche Entwicklung von Bedeutung, sondern auch fur das fluviale System. Einerseits sind die Hange hauptverantwortlich fur die Sedimentzufuhr des fluvialen Systems und beeinflussen somit die Dynamik des Sedimenttransports und dessen Speicherung. Andererseits sind denudative Prozesse davon abhangig, dass das von ihnen herantransportierte Material durch die Flusse abtransportiert wird. Folglich erlauben LEM die Kopplung denudativer und fluvialer Prozesse und ermoglichen es somit die Wechselwirkungen innerhalb eines gesamten Einzugsgebietes nachzuahmen (VAN DE WIEL ET AL. 2011). COULTHARD & VAN DE WIEL (2013) untersuchten die Zusammenhange zwischen Klima, Tektonik und Morphologie mittels eines solchen LEM. Dabei greifen sie bei ihren Un- tersuchungen auf das CAESAR-Modell zuruck. Grundlegende Parameter zu deren Be- rechnungen sind Gelandehohe, Korngrofte, Niederschlag und Abflussmengen. Unter- schieden wird dabei zwischen Modellen zur Hydrologie, Oberflachenabfluss, fluvialer Erosion und Akkumulation und denudativen Prozessen. Abflussmenge und Flieftge- schwindigkeit werden dabei durch Hohenunterschiede der jeweiligen Zellen berechnet.

Der Sedimenttransport aller Korngroften soll in ihren Untersuchungen betrachtet werden. Demnach wird zwischen Geschiebefracht und Schwebfracht unterschieden. Dieses Vorgehen ermoglicht es eine Selektion von Erosion, Transport und Ablagerung der verschiedenen Korngroften vorzunehmen. Das Resultat zeigt sich in Form einer variablen Verteilung der Sedimente. Um tektonische Hebungsprozesse zu simulieren fugten sie dem Modell einen Algorithmus hinzu, der die spezifische Hebungsrate zu einem bestimmten Zeitpunkt nachahmen soll. Im Swale Einzugsgebiet in Nordengland wurden die Auswirkungen tektonischer Hebung und steigender Niederschlage simuliert.

In den Ergebnissen wird dargestellt wie sich die Topographie im Laufe der Zeit unter vorgegebenen Bedingungen andert. In den Experimenten wurde festgestellt, dass kli- matische Veranderungen starkeren Einfluss auf das Gesamtsedimentvolumen haben als tektonische Hebungen. Es sei allerdings zu erwahnen, dass es in allen Szenarien mit Hebungen oder klimatischen Anderungen zu einer Zunahme der Sedimentzufuhr kam. Sie gehen dabei von der Annahme aus, dass die Machtigkeit der Sedimente in- nerhalb eines Einzugsgebietes eher stellvertretend fur klimatische, als fur tektonische Veranderungen steht. Welche Rolle das Ausgangsgestein und die Vegetation fur die Entwicklung eines Einzugsgebietes einnehmen, konnte in diesen Simulationen nicht gezeigt werden. Die Betrachtung dieser Einflusse kann Bestandteil weiterer Forschun- gen sein. So gibt beispielsweise DOTTERWEICH (2008) zu bedenken, dass es in Zent- raleuropa unter naturlichen Bedingungen zu einer bedeutenden Behinderung geomor- phologischer Prozesse durch die naturliche Vegetation kommt (DOTTERWEICH 2008: 195).

Fur die Simulationen wurde ein naturliches Einzugsgebiet ausgewahlt, um die topo- graphische Vielfalt mit Nebenflussen, Auen, Schwemmfachern ebenso wie aktuellen Niederschlagsdaten und Korngroften darzustellen. Abschlieftend stellen sie fest, dass klimatische Anderungen eher das Gesamtvolumen der Sedimente beeinflusst. Tekto- nische Hebungsprozesse hingegen tendieren eher dazu, die Korngroftenverteilung der Sedimente zu beeinflussen (COULTHARD & VAN DE WIEL 2013).

Andere Modelle versuchen die Interaktion zwischen menschlicher Aktivitat und fluvia- len Systemen darzustellen. Die Mobilisierung und Umlagerung von Sedimenten spie- len in dieser Hinsicht eine entscheidende Rolle. Aber auch auftere Umwelteinflusse und klimatische Veranderungen, die im Laufe der Zeit stattfinden beeinflussen die im System ablaufenden Prozesse. Von besonderem Interesse ist daher ein besseres Verstandnis der relativen Bedeutsamkeit klimatischer und anthropogener Einflusse auf das Verhalten geomorphologischer Systeme (PRESTON & SCHMIDT 2003).

MACKLIN (1999) geht davon aus, dass ein vollstandiges Verstandnis der Beziehungen zwischen Mensch, Fluss und Umwelt erst dann moglich ist, wenn sich durch das Zu- sammenwirken geomorphologischer und archaologischer Untersuchungen in Flussta- lern, eine adaquate raumliche und zeitliche Auflosung uber langere Zeitraume ergibt.

Die Frage nach der raumlichen und zeitlichen Auflosung stellt sich in allen Modellen, die sich mit der Landschaftsentwicklung auseinandersetzen. Zur Durchfuhrung von Modellrechnungen benotigt es ein Bezugssystem, welches die Materialstrome aller relevanten Groftenordnungen betrachtet. Das raumliche und zeitliche Ausmaft einer Untersuchung soll dabei helfen die spezifischen Prozesse festzustellen und dazu bei- tragen eine geeignete Methode auszuwahlen. Dabei kommt es immer darauf an, auf 16 welcher raumlichen Ebene die entsprechenden Prozesse betrachtet werden. Die meis- ten gut ausgearbeiteten Studien zu diesem Thema stammen aus Einzugsgebieten mittlerer Grofte, welche die erosiven Auswirkungen auf die Gelandeoberflache betrachten. Die kleinste raumliche Ebene in welcher die landschaftliche Entwicklung betrachtet werden kann, ist die der Hange (MARTIN & CHURCH 2004).

Inwiefern der Mensch Einfluss auf die Entwicklung nimmt, stellt DOTTERWEICH (2008) in seinen Untersuchungen zur langfristigen Interaktion des Menschen und seiner Um- welt dar. Er betrachtet hierbei den Zusammenhang zwischen Bodenerosion und fluvi- alen Ablagerungen innerhalb kleiner Einzugsgebiete in Zentraleuropa und stellt dabei fest, dass fast alle Studien hochaufgeloste Analysen kolluvialer und alluvialer Sedi- mente verwenden. Dies gewahrleistet eine detaillierte, quantitative Rekonstruktion der Intensitat und Haufigkeit vergangener Bodenerosion. Die Mehrzahl dieser Studien weist darauf hin, dass Sedimentflusse sehr empfindlich auf Anderungen der lokalen Landnutzung reagieren, wahrend klimatische Anderungen eine eher untergeordnete Rolle einnehmen. Unabhangig davon stellen sich Hochstwerte fur Bodenerosion dar, welche zeitgleich mit Phasen hoher Landnutzungsintensitat und raschem Klimawandel auftreten. DOTTERWEICH (2008) hebt dabei vor allem zwei auffallende Phasen der Bo- denerosion hervor:

1. Die erste Halfte des 14. Jh. zu Beginn der kleinen Eiszeit
2. Mitte des 18. Bis fruhes 19. Jh. am Ende der kleinen Eiszeit

In Korrelation mit der Flussaktivitat konnten weitere Hochstwerte fur das Ende der Bronze-Zeit und das Ende der Romer-Zeit angenommen werden.

Ausgehend von 14C-Datierungen unterscheiden MACKEL & FRIEDMANN (1999) im sudli- chen Oberrheintiefland und Schwarzwald acht holozane Auelehmphasen, die weitge- hend auf die Einflusse des wirtschaftenden Menschen zuruckzufuhren sind:

1. die neolithische Auenlehmphase, 2. die bronzezeitliche Auenlehmphase, 3. die latenezeitliche Phase, 4. die romerzeitliche Phase (1. bis 4. Jh.), 5. die Auenlehm- phase der Landnahmezeit (5./6.Jh. n. Chr.) und des Siedlungsausbaus (7./8. Jh.), 6. die mittelalterliche Phase (10/12. Jh.), 7. Die hochmittelalterliche (14./15. Jh.) und 8. die neuzeitliche Auenlehmphase (17./18. Jh.).

Sie weisen darauf hin, dass es zeitgleich zu Phasen verstarkter Kolluvienbildung kam. Fur das Einzugsgebiet des Rheins fassen HOFFMANN ET AL. (2009) zusammen, dass die Raten der holozanen Auensedimentation, nur unwesentlich durch klimatische Ein- flusse oder die Grofte der Einzugsgebiete bestimmt wurde. Vielmehr ist ein starker menschlicher Einfluss in den letzten 3000 Jahren dafur verantwortlich.

Uber die holozane Zeitspanne hinweg kennzeichnen sich fluviale Systeme durch eine Variabilitat ihrer Raten in der Produktion, Speicherung und dem Transport von Sedi- menten. Die sukzessive bis rasante, aber stets kontinuierliche Anderung dieser Raten wird hauptsachlich durch klimatische Einflusse und die durch den Menschen verur- sachte Landnutzungsanderung hervorgerufen.

Um die Rolle aufterer und innerer Einflusse auf die Variabilitat innerhalb der Sedi- mentdynamik besser zu verstehen werden systemarische Losungsansatze gesucht. In welchem Ausmaft klimatische Ereignisse und/oder menschliche Handlungen den Se­dimenttransport beeinflusst haben bleibt jedoch oft unklar. Der Zugang zu quantitativen Daten hinsichtlich der Produktion, der Speicherung und dem Transport von Sedimen- ten uber variable Zeitskalen ist deshalb aufterst wichtig. Ein bewahrter Ansatz zur quantitativen Erfassung ist die Ermittlung eines Sedimentbudgets. Im Vergleich zu fru- her liegt der Fokus heute eher in der langfristigen Aufnahme von Sedimenttransport-, -speicherungs und -austragungsprozessen innerhalb von Einzugsgebieten (vgl. Rom- MENS ET AL. 2006, SEIDEL & MACKEL 2007, NOTEBAERT ET AL. 2008, FUCHS ET AL. 2011, HOUBEN 2012) (VERSTRAETEN ET AL. 2009).

Es zeigt sich, dass noch mehr Forschungsarbeit notig ist um ein vollstandiges Ver- standnis der Mensch-Umwelt-Interaktionen zu erlangen. Quantitative Methoden, in Kombination mit archaologischen Untersuchungen, konnten vielversprechende Ergeb- nisse liefern. Die interdisziplinare Zusammenarbeit ermoglicht es, Aussagen daruber zu treffen, in welcher Zeit und unter welchen Bedingungen Erosions- und Akkumulati- onsprozesse stattfanden. In diesem Zusammenhang erweisen sich verschiedene Mo- dellrechnungen als ein geeignetes Mittel, um besser auf die in Zukunft zu erwartenden Veranderungen vorbereitet zu sein. Allerdings gilt es sie stets mit den Erkenntnissen der konventionellen geomorphologischen Methoden und verschiedener Datierungs- methoden zu erganzen.

2.4 Berechnung des Sedimentvolumens holozaner Auensedimente

- verschiedene Quantifizierungsmethoden

Nach heutigem Forschungsstand gibt es verschiedene Herangehensweisen das Sedi- mentvolumen innerhalb eines Einzugsgebietes zu bestimmen. Dennoch gibt es ver- haltnismaftig wenige Arbeiten, die sich mit der Quantifizierung von Erosion und Abla- gerung uber langere Zeitraume, wie beispielsweise dem Zeitraum des Holozan, befas- sen und dabei gleichzeitig denudative und fluviatile Prozesse berucksichtigen (ROM- MENS ET AL. 2006: 188).

ROMMENS ET AL. (2006) entwickelte hierzu eine simple Berechnungsmethode. Um das Sedimentvolumen der Auensedimente im Ein- zugsgebiet des Nethen (Zentral Belgien) zu be- stimmen, wurde die Auenflache in homogene Ab- schnitte aufgeteilt, die jeweils durch ein reprasen- tatives Transekt erfasst wurden. Dabei wird das ursprungliche konkave Querprofil durch ein ver- einfachtes rechteckiges Querprofil mit der durch- schnittlichen Machtigkeit (d(mean)) ersetzt (Abb. 4). Das Volumen des jeweiligen Abschnitts (Valluv.unit) errechnet sich aus der durchschnittlichen Mach- tigkeit und der Flache des Abschnitts (Aalluv. unit) (ROMMENS ET AL. 2006: 189-191)

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 4: Volumenberechnung nach Rommens, ROMMENS ET AL. (2006).

Seidel & MAckel (2007) erfassten in den Einzugsgebieten von Elz und Mohlin im sud- lichen Oberrheingraben deren holozanes Sedimentbudget. Zur Quantifizierung der holozanen Sedimente gingen sie von der allgemeinen Annahme zur Unterscheidung holozaner und pleistozaner Sedimente aus. Der Ubergang von Spatglazial zu Holozan wird durch einen Wechsel der Korngrofte der Sedimente festgemacht. Demnach wer- den grobe Kiese und Sand dem Spatglazial und Feinsedimente dem Holozan zuge- ordnet. Weiterhin unterscheiden sie bei der Berechnung des Sedimentvolumens zwischen alluvialen und kolluvialen Sedimenten.

Die zwei Einzugsgebiete wurden weiterhin aufgeteilt in verschiedene Landschaftsty- pen, welche entsprechend des Wasser- und Bodenatlasses von Baden-Wurttemberg ausgewiesen wurden. Gebiete mit ahnlichen Eigenschaften hinsichtlich Relief, Boden, Geologie und Landnutzungsgeschichte wurden zusammengefasst zu 32 verschiede- nen holozanen Sedimentspeichertypen. Die durchschnittliche Machtigkeit der Sedi- mente wurde durch die Auswertung bereits vorhandener Datensatze aus vorherigen Forschungsprojekten bestimmt. Das Volumen der holozanen Sedimente wurde be- rechnet, indem die durchschnittliche Machtigkeit mit der Flache des jeweiligen Sedi- mentspeichertyps multipliziert wurde.

NOTEBAERT ET AL. (2010) quantifizierten die holozanen Sedimente drei unterschiedli- cher Einzugsgebiete in Belgien uber verschiedene Extrapolationstechniken. Grund- lage waren auch hier, die aus Bohrungen gewonnenen Daten entlang von Auenquer- profilen (cross sections). Sie gehen von der Annahme aus, dass simple Regressions- gleichungen enorme Moglichkeiten zur Extrapolation limitierter Datensatze, hinsicht- lich der Sedimentmachtigkeit bieten. In Bezug auf die Quantifizierung von Auensedi- menten im gesamten Einzugsgebiet, waren dementsprechend weniger Bohrungen notig. Sie beschrankten ihre Berechnungen dabei ausschlieftlich auf die abgelagerten Feinsedimente.

Um eine Extrapolation fur das gesamte Einzugsgebiet vornehmen zu konnen, musste die raumliche Ausdehnung der Aue bestimmt werden. Hierzu wendeten sie verschie- dene Methoden an. Die Aue wurde abgegrenzt mittels Bodenkarten, geologischen Karten, topographischen Karten, digitalen Gelandemodellen und eigenen Gelandeauf- zeichnungen. Neben der Berechnungsmethode nach ROMMENS ET AL. (2006) (vgl. Glei- chung (1)) fanden ahnliche Ansatze Anwendung, mit dem Unterschied, dass die Durchschnittsmachtigkeit der Sedimente fur langere Talabschnitte berechnet wurde.

Die Gleichung zur Berechnung des Sedimentgesamtvolumens nach ROMMENS ET AL. (2006) lautet:

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

At steht dabei fur¹ die Flache (m^{2 3} ) der homogenen Abschnitte der Flussaue fur welche Mcs i dem Sedimentvolumen der jeweils angelegten Cross-Sections entspricht und j der Gesamtheit der homogenen Abschnitte.

Durch die Einteilung in langere Abschnitte liefert die durch NOTEBAERT ET AL. (2010) entwickelte Methode weniger Details zur raumlichen Verteilung der Sedimentmachtig- keiten, ist dafur aber weniger anfallig fur Ausreifter, da die Werte gemittelt werden. Die Durchschnittsmachtigkeit der jeweiligen Abschnitte (MaVg) ergibt sich dabei aus:

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Dabei entspricht k der Anzahl der Cross-Sections pro Abschnitt und der Auen- breite an Cross-Section /IFolglich ist das Gesamtvolumen der Sedimente im Einzugs- gebiet gleich:

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

kennzeichnet dabei die Anzahl n der Talabschnitte. Aus diesem Vorgehen lassen sich weitere Methoden ableiten. Im Allgemeinen unterscheiden sie sich durch unterschiedliche Herangehensweisen hinsichtlich der Auenabgrenzung. Hierzu wird jeweils eine andere Datengrundlage gewählt, beispielsweise eine geologische Karte. Die dort als Auenflächen oder holozäne Talsedimente ausgewiesenen Flächen werden digitalisiert und finden in den entsprechenden Berechnungen Anwendung (vgl. Gleichung (3).

Mittels zahlreicher Bohrungen bestimmten sie im jeweiligen Abschnitt die maximale Machtigkeit (tm) und die laterale Ausdehnung (le) der Auebereiche (Abb. 5 (1)). Durch die Anlage eines Rechtecks wird die maximale vertikale Flache eines Abschnitts er- mittelt, indem die beiden Faktoren miteinander multipliziert werden (Ssmax = tmle) (Abb 5 (2)).

Anschlieftend wird im nachsten Schritt die minimale vertikale Flache bestimmt. Dazu wird ausgehend von der maximalen Machtigkeit ein gleichschenkliges Dreieck ange- legt (Ssmin = tmle/2) (Abb. 5 (3)).

In einem letzten Schritt werden die beiden Ergebnisse gemittelt:

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Das Gesamtvolumen (Vges) der Sedimente ergibt sich aus der Summe der in den ein- zelnen Abschnitten ermittelten Volumina (Vsi):

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 5: Berechnungsschritte zur Ermittlung des Sedimentvolumens nach M ACAIRE ET AL . (2002), (eigene Darstellung).

FUCHs ET AL. (2011) implizieren im Einzugsgebiet der Aufsess ein sedimentbudget zur Quantifizierung holozaner sedimente. Der Ansatz der sedimentbudgetierung ermog- licht eine quantitative Charakterisierung des fluvialen systems und seines sedi- mentkaskaden-systems, indem die verschiedenen sedimentquellen, sedimentspei- cher und der dazwischen stattfindende Transport bestimmt werden.

Das sedimentvolumen wurde auf Grundlage aufgenommener Bodenprofile, anhand von Bodenkarten und geomorphologischen Eigenschaften des Untersuchungsgebie- tes berechnet. Ausgehend von einer talabwartigen Zunahme der Hangneigung, wurde das Tal in drei Abschnitte eingeteilt: Ober- Mittel- und Unterlauf. Die Auenflache Aa konnte mittels eines digitalen Gelandemodells mit 2 m (LIDAR) und 25 m horizontaler Auflosung und digitalen Orthophotos mit einer Bodenauflosung von 0,4 m bestimmt werden. Anhand von 15 Transekten mit insgesamt 57 sondagebohrungen bis in 6 m Tiefe, wurde die Machtigkeit der alluvialen sedimente bestimmt.

Schlieftlich berechnete man die durchschnittliche Machtigkeit Ta jedes Flussabschnitts unter der Anwendung des Modells nach MACAIRE ET AL. (2002). Basierend auf der durchschnittlichen Sedimentmachtigkeit Ta und der berechneten Auenflache Aa, wurde das Sedimentvolumen Va fur jeden Flussabschnitt berechnet (4).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Das Gesamtvolumen der Auensedimente ergibt sich durch Summierung der Volumina der einzelnen Flussabschnitte.

3. Das Untersuchungsgebiet

3.1 Lage und Abgrenzung

Gelegen im Nordosten von Bayern ist das Untersuchungsgebiet Bestandteil der natur- raumlichen Einheit Nordliche Frankenalb. Damit gehort es der Frankischen Alb an und ist Teil der naturraumlichen Grofteinheit des Sudwestdeutschen Schichtstufenlandes. Abgegrenzt wird die Nordliche Frankenalb im Westen durch das Frankische Keuper- Lias-Land. Im Osten schlieftt sich das Oberpfalzische-Obermainische-Hugelland an. Weiter gen Osten steigt das Gelande mit dem Thuringer Schiefergebirge und dem Fichtelgebirge steil an. Im Suden schlieftt sich die Mittlere Frankenalb an (vgl. Abb. 1, Anhang 1) (Bayerisches Landesamt fur Umwelt 2018).

3.2 Geologie

Die Geologie des Untersuchungsgebietes stellt sich aufgrund seiner recht geringen Ausdehnung als ziemlich einheitlich dar. Als anstehendes Gestein im Bereich der Boh- rungen sind in der geologischen Karte die oberen Aalen schichten des Dogger Beta (=Doggersandstein) ausgewiesen (vgl. Anhang 2). Dominierendes Gestein ist ein fein- korniger, hellbeigefarbener, gelber und brauner sandstein. Den ubergang vom Dog­ger Beta zu den schichten des Unteren Malm bildet der Obere Dogger.

Im Gelande stellt sich dieser als eine Verebnungsflache zwischen den steilen Anstie- gen des Dogger Beta und unteren Malm dar. Die Bajoc- bis Callov-schichten decken den Bereich Dogger Gamma bis Zeta ab und kennzeichnen sich durch Mergel und ooidische Mergelkalke. Der ubergang der schichten lasst sich im Gelande nur schwer erkennen, da dieser haufig von Malmschutt bedeckt ist. Den Abschluss des bewalde- ten Anstiegs bilden die geschichteten Fazies der Oxford schichten, welche sich dem Malm Alpha und Beta zuordnen lassen. Bestandteile dieser schichten sind hellgraue bis graugelbe Kalk- und Mergelbanke mit zwischengelagerten Mergelbanken, welche jeweils unterschiedliche Anteile an Riffschutt fuhren.

Sudwestlich von Altendorf und Siedamsdorf, sowie westlich von Kaspauer schlieften sich geschichtete Fazies der Unteren Kimmeridge-Schichten des Malm Gamma an. Die umgebenden Hochflachen des Schopfleinsgraben-Tals sind aufgebaut aus Schwammkalk der Unteren Kimmeridge-Schichten des Malm Gamma und Delta (vgl. Anhang 2) (MEYER ET AL. 1972: 23-48).

3.3 Relief und Boden

Entsprechend der Geologie, der naturraumlichen Ausstattung sowie der Landnutzung des Untersuchungsgebiets entwickelte sich im Laufe der Zeit. ein fur die Landschaft typisches Relief mit entsprechenden Boden. Als Teil des sudwestdeutschen Schichtstufenlandes wurden die Gesteinsschichten im Verlauf des Tertiars angehoben und schraggestellt. Durch Verwitterung und Erosion wurden leicht verwitterbare Schichten abgetragen. Erhalten blieben in unserem Untersuchungsgebiet die resisten- ten Jurakalke. Durch die Erosionskraft der hier entspringenden Flusse, sowie uber die Jahre hinweg stattfindende Erosion und Verwitterung, wurde die Landschaft nach und nach eingeebnet. Ergebnis der uber Jahrmillionen stattfindenden Prozesse ist das heutige Landschaftsbild. Pragend sind dabei vor allem drei Haupteinheiten:

1. Die flachwellige bis hugelige Hochebene
2. Die steil abfallenden Talhange
3. Die im Tal ausgebildeten Auenflachen

Tief eingeschnittene Flusstaler zergliedern die Landschaft in mehrere Riegel mit durch Verwitterung herauspraparierten Dolomitkuppen, sogenannte Knocke (BENDER 2007: 115). Die daraus resultierende raumliche Vielfalt spiegelt sich in verschiedenen land- schaftspragenden Strukturelementen wider, beispielsweise durch die typischen Wach- holderheiden an steilen Hanglagen oder zuvor genannte Knocke. Bedingt durch unter- schiedliche geologische Gegebenheiten im Untergrund finden sich unterschiedliche Boden im Untersuchungsgebiet. Im Bereich des Schopfleinsgraben dominieren oft kalkhaltige Auenboden, welche haufig durch eine pseudovergleyte, kolluviale Auen- lehmdecke uber pleistozanem Schotter, sowie wechselndem Grundwassereinfluss im Unterboden, charakterisiert werden.

Im Hangfuftbereich finden sich entweder Rendzinen uber Malmschutt, Vernassungs- zonen mit Pseudogleyen, und an Quellaustritten oder entlang von Bachlaufen, Gleye und Hanggleye. Die Talflanken sind oft bewaldet und kennzeichnen sich durch flach- grundige Rendzinen mit geringmachtiger Humusschicht.

Auf der Hochflache finden sich fossile Terra fusca-Boden aus der Kreide und dem Tertiar. Sie stellen die Grundlage der Bodenbildung dar und kennzeichnen sich durch entkalkte, nahrstoffarme, tonreiche, orangefarbene bis gelbbraune Boden (vgl. An- hang 4). Bedingt durch den hohen Tongehalt lasst sich eine Pseudovergleyung nicht ausschlieften. Wahrend des Pleistozan wurde das Material durch Solifluktion durch- mischt und umgelagert. Oftmals wurde es zusatzlich von Loss uberlagert, wodurch sich heute an manchen Stellen eine geringmachtige Schicht aus Losslehm entwickeln konnte. Dies begunstigte die Eigenschaften der Boden im Hinblick auf ackerbauliche Nutzung. Es kam zur Auflockerung des Gefuges, einer Erhohung des Basengehaltes, sowie zu einer Verbesserung des Luft- und Wasserhaushaltes (BENDER 2007: 116­118).

3.4 Hydrologie

Als Flusssystem erster Ordnung gehort das Einzugsgebiet des Schopfleinsgraben zum rhenanischen Flusssystem. Vorfluter ist die Weismain, die in den Main entwassert, welcher schlieftlich in den Rhein mundet. Der Schopfleinsgraben entspringt an einer Schichtquelle des Doggersandsteins und flieftt uber die gesamte Strecke im Dogger (vgl. Anhang 2). Sein Gefalle betragt ca. 25 %o. Uberschreitet er seine durchschnittliche Wasserfuhrung, so tritt Erosion auf. Er hat sich durch die daruberliegenden Malmkalke eingetieft und ein enges, Kerbsohlen- bis Kastental geschaffen.

[...]