Die Harburger Berge - Ein Beispiel für die glaziale Serie im norddeutschen Vereisungsgebiet

Inhaltsverzeichnis

Verzeichnis der Abbildungen

Verzeichnis der Tabellen

Verzeichnis der Fotos

1. Einleitung

2. Räumliche Einordnung der Harburger Berge

3. Zeitliche Gliederung der quartären Vereisungen in Norddeutschland und glazialer Formenschatz
3.1 Die Eiszeiten in Norddeutschland
3.1.1 Elstereiszeit
3.1.2 Saaleeiszeit
3.1.3 Weichseleiszeit
3.2 Glaziale Serie
3.2.1 Grundmoräne
3.2.2 Endmoräne
3.2.3 Sander
3.2.4 Urstromtal
3.2.5 Begleitformen der glazialen Serie

4. Entstehung der Harburger Berge
4.1 Eisvorstöße während der Saalevereisung
4.1.1 Drehnte-Vorstoß
4.1.2 Niendorfer Vorstoß
4.1.3 Fuhlsbüttler Vorstoß
4.2 Entstehung des Elbtales

5. Periglaziale Überformungen
5.1 Entstehung der Trockentäler im Untersuchungsgebiet
5.2 Entstehung der geschlossenen Hohlformen im Untersuchungsgebiet
5.3 Äolische Morphodynamik im Untersuchungsgebiet

6. Schlussbetrachtung

7. Literaturverzeichnis
7.1 Monographien
7.2 Internetquellen
7.3 Karten

Verzeichnis der Abbildungen

Abb. 1: Das Untersuchungsgebiet

Abb. 2: Haupteisrandlagen in Nordwestdeutschland

Abb. 3: Schematisches Querprofil durch eine „Glaziale Serie“ im Flachland vor und nach dem Abtauen des Eises

Abb. 4: Niendorfer Grundmoräne über Haupt-Drehnte-Grundmoräne

Abb. 5: Niendorfer Vorstoß; Eisbewegung und markante Talrichtungen im Unterelberaum

Abb. 6: Stauchmoränen des Fuhlsbüttler Vorstoßes

Abb. 7: Stauchmoräne bei Steinbeck

Verzeichnis der Tabellen

Tab. 1: Anteile der Geschiebebestandteile von Grundmoränen

Verzeichnis der Fotos

Foto 1: Schmelzwassersande des Haupt-Drehnte-Vorstoßes östlich von Dibbersen

Foto 2: Grube in Neu Wulmstorf, Schmelzwassersande über Ottenser Grundmoräne über frühdrenthezeitlichen Feinsanden

Foto 3: Geschiebemergel des Niendorfer Vorstoßes im Aufschluss der Autobahnbaustelle bei Hittfeld

Foto 4 und 5: Stauchungen des Fuhlsbüttler Vorstoßes in der Grube bei Beckedorf

Foto 6: Eiskeil in der Grube bei Neu Wulmstorf

Foto 7: Fließerde und Sandlöss über ungestörten Schmelzwassersanden bei Appelbüttel

Foto 8: Geschlossene Hohlform bei Hollenstedt

Foto 9: Düne im oberen Estetal; südlich von Hollenstedt

1. Einleitung

In dieser Arbeit sollen die Vorgänge und Wirkungsgefüge aufgezeigt werden, die zu der Entstehung der Harburger Berge geführt haben. Dazu wird zunächst eine räumliche Einordnung des Untersuchungsgebietes vorgenommen, um den Bereich, der für diese Arbeit eine Rolle spielt, genau zu definieren.

Im weiteren Verlauf wird die zeitliche Abfolge der quartären Vereisungen in Norddeutschland und der glaziale Formenschatz skizziert. Diese Aspekte gelten als allgemeine Grundlagen für ein glazialmorphologisches Thema und sind wichtig, um eine fundierte Basis und einen sinnvollen Zugang zu der Materie zu schaffen.

Die allgemeinen Erkenntnisse werden dann auf das reale Objekt, die Harburger Berge, projiziert. Dabei wird versucht, den Ablauf der morphodynamischen Geschehnisse zu rekonstruieren. Das beinhaltet sowohl die Herausbildung des Hochgebietes der Harburger Berge, als auch die Entwicklung des Elbtales.

Anschließend wird auf die Bedeutung ausgewählter periglazialer Überformungen ein-gegangen und diese auf das Untersuchungsgebiet übertragen. Am Ende werden in einer Schlussbetrachtung die wichtigsten Ergebnisse festgehalten.

2. Räumliche Einordnung der Harburger Berge

Die Harburger Berge sind ein glazial geprägter Raum im Süden von Hamburg. Es handelt sich um einen langgestreckten Endmoränenrücken, der sich von der Elbniederung im Norden bei Fischbeck in nahezu nord-südlicher Richtung bis zum Oberlauf der Seeve erstreckt. „Nach W fällt dieses Endmoränengebiet ziemlich steil zum welligen Grundmoränenland der Zevener Geest ab, […] nach O grenzt es an das etwa 30-50 m tiefer gelegene Flottlehmgebiet der Harburger Hügel.“^[1] Das Gebiet befindet sich etwa auf 53,5° nördlicher Breite und 10° östlicher Länge. Die Harburger Berge zeichnen sich durch ein welliges Relief mit der höchsten namenlosen Erhebung von 155 Metern aus.^[2]

In dieser Arbeit spielt für die Entstehung der Harburger Berge das Gebiet eine Rolle, welches in der Fachliteratur als nördlicher Teil der „Hohen Heide“ bezeichnet wird. Dieses Gebiet wird im Norden durch das Elbtal abgegrenzt, im Süden durch eine tiefer gelegene Zone bei Buchholz und Sprötze, im Westen durch das Estetal und im Osten durch das Seevetal (Abb. 1).^[3]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1: Das Untersuchungsgebiet, Maßstab ca. 1:100.000

Quelle: Ausschnitt aus Regionalkarte 6: Nordheide. (2005).

3. Zeitliche Gliederung der quartären Vereisungen in Norddeutschland und glazialer Formenschatz

3.1 Die Eiszeiten in Norddeutschland

Während des Quartärs gab es in Norddeutschland drei große Inlandvereisungen: Elster-, Saale- und Weichseleiszeit.^[4] Diese Bezeichnung der Eiszeiten wurde erstmals von KEILHACK im Jahr 1910 verwendet. Danach wurden die Begriffe zunächst nicht mehr angewandt. Erst als WOLSTEDT in seinem Lehrbuch und allen anderen Ver- öffentlichungen diese Bezeichnungen wieder aufgriff, wurden sie ab dem Jahr 1929 in den wissenschaftlichen Sprachgebrauch aufgenommen.^[5]

3.1.1 Elstereiszeit

Die Elstereiszeit war die älteste Vergletscherung, die im nordeuropäischen Vereisungs-gebiet nachgewiesen werden konnte. Zeitlich war die Eiszeit in die Jahre von etwa 350.000 v. Chr. bis 250.000 v. Chr. einzuordnen. Durch diese Eiszeit wurde die Landschaft in Nordwesteuropa grundlegend umgestaltet, die Spuren älterer quartärer Landschaftsformen sind verwischt worden. Im Zuge dessen wurde zudem das Entwässerungssystem entscheidend geändert. Norddeutsche und polnische Flüsse wurden von dem vorstoßenden Eis aufgestaut oder nach Westen oder Osten abgelenkt.^[6]

In Norddeutschland lag der weiteste Elstereisvorstoß östlich von Paderborn. „Weiter ostwärts erfüllte es das Thüringer Becken und reichte bis in das Elbsandsteingebirge und in das Zittauer Gebirge, aber es blieb westlich von Paderborn zurück und verlief über Osnabrück zur niederländischen Provinz Drehnte.“^[7]

Zu der heutigen Oberfläche trug die Elstereiszeit wenig bei, denn ihre Spuren wurden durch die nachfolgenden Eiszeiten stark verwischt. Dennoch gibt es zwei Hinterlassenschaften des Elstereises, die bis heute eine hohe Bedeutung haben: zum einen die Tiefrinnen, die für die Grundwasserentnahme sehr wichtig sind, und zum anderen die Ablagerungen der Lauenburger Tone. Die glazialen Tiefrinnen sind tief in das Tertiär eingeschnitten. Sie haben Tiefen von mehr als 200-400 Metern und treten in Verbindung mit lockeren Aufschüttungen aus tertiären und quartären Ablagerungen auf.^[8] Die genaue Entstehung dieser Tiefrinnen konnte noch nicht rekonstruiert werden, aber fest steht, dass diese Rinnen noch während der Elstereiszeit aufgefüllt wurden. „[…] schließlich legte sich als Abschluss der Lauenburger Ton als spätglazialer Schmelzwasserabsatz eines elsterzeitlichen Eisstausees darüber.“^[9] Die Ablagerungen des Lauenburger Tones stellen heute ein wichtiges Sediment dar, da sie als stratigraphischer Leithorizont herangezogen werden können.

3.1.2 Saaleeiszeit

Nach der Elstereiszeit folgte die Holsteinwarmzeit, sie umfasste eine Zeitspanne von etwa 15.000 bis 16.000 Jahren. Danach schloss sich die Saaleeiszeit in dem Zeitraum von zirka 235.000 v. Chr. bis 125.000 v. Chr. an. Sehr große Teile Nordwestdeutschlands und des Mittelgebirgsvorlandes entstanden in ihrer Grundform durch diese Eiszeit. „Damals stieß das Inlandeis in Nordwestdeutschland bis über den Stand der Elstereiszeit hinweg an den Rand des Rheinischen Schiefergebirges vor […], östlich von Paderborn bis an den Harz, blieb aber weiter östlich deutlich hinter der Ausdehnung des Elstereises zurück.“^[10]

In Nordwestdeutschland können innerhalb der Saaleeiszeit drei durch Schmelzwassersande voneinander getrennte Moränen unterschieden werden. Die drei Eisvorstöße werden im Allgemeinen wie folgt bezeichnet: Alte, Mittlere und Junge Saale-Moräne. In Niedersachen wird der Ältere Saale-Eisvorstoß als Drehnte-Vorstoß bezeichnet. Er bedeckte fast das gesamte Niedersachsen. Dieser Vorstoß hinterließ mächtige Stauch-endmoränen, wobei die markanteste die Rehburger Endmoräne ist. Hier kam es zu einer Stillstandsphase während des Vorrückens des Saaleeises, diese Phase wird als Rehburger Phase (Abb. 2) bezeichnet. Die Rehburger Endmoräne wurde im weiteren Verlauf der Saaleeiszeit vom erneut vorrückenden Eis überfahren, somit ist auf der Endmoräne heute teilweise eine Grundmoräne zu erkennen. Während der Saaleiszeit gab es zwischen den einzelnen Eisvorstößen mehrere wärmere Phasen.^[11]

Der Mittlere Saale-Eisvorstoß wurde mit der Ablagerung von Schmelzwassersanden eingeleitet. Durch die Schmelzwassersedimente entstanden ausgedehnte Sanderflächen. Zudem wurden während diesem Eisvorstoß mehrere markante Stauchmoränen gebildet. Die Grundmoränen dieser Saale-Vereisung unterschieden sich durch mehr Oberkreide-Material von der Älteren Saale-Vereisung.^[12]

Nach der Mittleren Saale-Vereisung schmolz wiederholt ein großer Teil des Inlandeises ab. Anschließend setzte die Jüngere Saale-Vereisung ein. Hierbei stieß das Eis aus östlicher Richtung nach Nordwestdeutschland vor. „Durch den ungehinderten Schmelz- wasserabfluss nach Westen kam es in geringerem Maße zur Aufschüttung größerer Schmelzwassersandkörper als während der vorausgegangenen Saale-Eisvorstöße. Im Hamburger Raum wurde die Senke des Elbtales von den zur Nordsee hin abfließenden Schmelzwässern benutzt.“^[13] Die aus dem weitesten Eisvorstoß der Jüngeren Saale-Vereisung resultierenden Endmoränen entstanden zum größten Teil schon vorher und wurden von dem Gletscher der Jüngeren Vereisung lediglich umgestaltet.

Es gilt als erwiesen, dass es während der Saaleeiszeit drei Eisvorstöße gab. Diese werden aber von verschiedenen Autoren in unterschiedlicher Weise zu zwei Stadien, das Drehnte-Stadium und das Warthe-Stadium, zusammengefasst. Für die Gebiete Schleswig-Holstein und Hamburg werden die Mittlere und die Jüngere Saale-Vereisung als Warthe-Stadium deklariert, somit entspricht die Ältere Saale-Vereisung dem Drehnte-Stadium. In Niedersachsen hingegen werden die Mittlere und die Ältere Saale-Vereisung als das Drehnte-Stadium bezeichnet und die Jüngere Vereisung gilt als Warthe-Stadium.^[14]

Nach der Saaleeiszeit folgte die Eemwarmzeit, diese Warmzeit umfasste einen Zeitraum von etwa 10.000 bis 13.000 Jahren.

3.1.3 Weichseleiszeit

Zeitlich war die Weichseleiszeit von etwa 115.000 v. Chr. bis 8.000 v. Chr. einzuordnen. Dieses Inlandeis drang im Vergleich zu den anderen Eiszeiten am wenigsten weit in Richtung Süden vor. Die Elbe wurde nicht mehr überschritten. In Schleswig-Holstein wurde nur der Osten mit Eis bedeckt. In den Südwesten von Mecklenburg drang das Eis nicht mehr vor. Während dieser Eiszeit entstanden in Schleswig-Holstein, Mecklenburg und Brandenburg die typischen Formen der Jungmoränenlandschaften. Diese sind formen-frisch und in ihrem ursprünglichen Zustand zu erkennen.^[15]

Auch die Weichseleiszeit wird üblicherweise in drei Phasen gegliedert: Frühweichsel, Mittelweichsel und Hochweichsel. Die einzelnen Phasen sind von unterschiedlichen Temperaturverhältnissen und differenzierten Pflanzenaufkommen geprägt.^[16]

Die Weichseleiszeit brachte das letzte Inlandeis auf norddeutschen Boden. Nachdem das Eis sich zurückzog, begann vor etwa 10.000 Jahren das Holozän.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 2: Haupteisrandlagen in Nordwestdeutschland

Quelle: Seedorf, H. H. und Meyer, H.-H. (1992), S.79.

3.2 Glaziale Serie

Die glaziale Serie ist eine Formengemeinschaft, die am Gletschereisrand entsteht. Sie besteht aus einzelnen aufeinander folgenden Gliedern. Vom Zentrum des Inlandeisschildes ausgehend, sieht die Reihung in Norddeutschland in der Regel wie folgt aus: 1. die Grundmoräne, 2. die Endmoräne, 3. der Sander und 4. das Urstromtal (Abb. 3).

Albrecht PENCK beschrieb bereits im Jahr 1882 die glaziale Serie, daher wurde dieser Be-griff durch ihn geprägt.^[17]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 3: Schematisches Querprofil durch eine „Glaziale Serie“ im Flachland vor und nach dem Abtauen des Eises

Quelle: Seedorf, H. H. und Meyer, H.-H. (1992), S. 113.

3.2.1 Grundmoräne

Die Grundmoräne bezeichnet eine glaziale Aufschüttungslandschaft. Der Gletscher hat durch Bewegung und Druck unter ihm liegendes Gestein gelockert und ausgebrochen. Dieses Gestein wird in den unteren Schichten des Eises aufgenommen. Bei den größeren Gesteinen findet durch den gegenseitigen Abrieb eine spezifische Kantenrundung statt; lockeres Material wird zerrieben, so entsteht ein Gemisch aus Ton, Feinsand und Geschieben, welches als Grundmoräne bezeichnet wird. Wenn die Grundmoräne noch nicht verwittert ist, dann ist diese ein sandig-toniger und kalkhaltiger Geschiebemergel. Nach der Verwitterung geht Geschiebemergel in Geschiebelehm über.^[18]

Eine Schichtung der Grundmoräne ist weder in horizontaler noch in vertikaler Richtung zu erkennen; feinere und gröbere Materialien sind vermischt. Entfernt man sich jedoch weiter von dem Nährgebiet, in welchem aus Schnee und Firn neues Gletschereis entsteht, wird der Anteil des Feinmaterials größer (Tab. 1).

Tab. 1: Anteile der Geschiebebestandteile von Grundmoränen

Quelle: Liedtke, H. (1981), S. 48.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Anhand der Tabelle ist deutlich zu erkennen, dass der Anteil an groben Geschieben in Mittel- und Südschweden wesentlich größer ist als in Norddeutschland. Wohingegen in Norddeutschland der Anteil an feineren Geschieben höher ist. Hierbei ist allerdings nicht geklärt, ob der höhere Anteil des Feinmaterials auf die stetige Zerreibung des Materials während des Transportes oder auf die Aufnahme von Sedimenten von dem Grund der Ostsee zurückzuführen ist.

Genetisch wird zwischen vier Grundmoränentypen unterschieden. 1. Basalgrundmoräne: Sie entsteht bei einem stationären Abschmelzen des Gletschers. 2. Deckmoräne: Diese Form tritt in der Regel nicht bei Inlandvereisungen auf, sondern bei Talvergletscherungen. Sie wird von den Geschieben, die sich in den mittleren und oberen Eisschichten befinden, gebildet. 3. Fließmoräne und 4. Kalbungsmoräne: Diese beiden Grundmoränen entstehen an einem Eisrand, der am Wasser endet.^[19]

Durch die so genannte Einregelungsmethode (Bestimmung der Herkunft der Gesteine) und den Verlauf von Gletscherschrammen, welche Gletscher hinterlassen haben, können die Bewegungsrichtungen von Gletschern rekonstruiert werden. Somit kann auch die Herkunft des Materials, welches in der Grundmoräne abgelagert wird, bestimmt werden.

In der Landschaft sind Grundmoränen als flache Grundmoränenplatten oder als kuppige Grundmoränen zu erkennen. Die flachen Grundmoränenplatten werden in zwei Typen unterteilt:

a) die primär flache Grundmoräne, welche innerhalb der Jungmoränen- landschaften auftritt; und
b) die sekundär flache Grundmoräne, welche den älteren Vereisungen zuzuordnen ist.

Die kuppige Grundmoräne ist vor allem im Hinterland von Eisrandlagen und in dem Umfeld von höherem Gelände zu beobachten. In diesen Gebieten sind Senken und Hügel zu erkennen, zudem ist das Gewässernetz sehr unregelmäßig.^[20]

Eine weitere auffällige Erscheinung sind Findlinge. Als Findlinge werden Gesteine bezeichnet, die ortsfremd sind und mindestens eine Länge von einem Meter aufweisen. Diese Gesteine wurden ebenfalls von dem nordischen Inlandeis in Richtung Süden transportiert.^[21]

3.2.2 Endmoräne

„Die Endmoränen sind die Marken bestimmter Stillstandslagen des ehemaligen Inlandeises. Sie sind durch Ablagerungen und Aufstauchung am Rande des Gletschers gebildet worden.“^[22] In Norddeutschland werden die Endmoränen in zwei Haupttypen unterteilt:

1. Die Stauchendmoränen:

Sie entstehen dadurch, dass der Gletscher über dem Permafrostboden oszilliert; dabei staucht er den Boden schichtweise auf. „Die geschichteten Ablagerungen zeigen in Aufschlüssen deutlich ein Einfallen der Schichten in die Richtung, aus der der Eisdruck kam.“^[23]

Vereinzelt wird das Vorrücken des Eises durch höheres Gelände gestört. Das behindert die freie Entfaltung des Eisrandes. Hier sind an der eiswärtigen Seite umfangreiche Pakete von gestauchtem Material zu erkennen. Diese Erscheinungen sind jedoch nicht mit einer Endmoräne in Verbindung zu bringen, da sie aufgrund eines Hindernisses entstehen. Diese Aufstauchungen werden Stauchmoränen oder Staumoränen genannt.^[24]

2. Die Satzendmoränen:

Sie resultieren aus einem stationären Eisrand. Dieser entsteht, wenn genauso viel Eis abschmilzt, wie nachgeschoben wird. Das Eis taut fortwährend an derselben Stelle ab, so wird die bis zu diesem Ort transportierte Grundmoräne hier angehäuft. Feinere Materialien werden durch das Schmelzwasser weitertransportiert, nur die groben Bestandteile und Geschiebe bleiben liegen. Satzendmoränen treten verhältnismäßig selten auf; ihr Anteil wird auf etwa 10% geschätzt.

Oftmals ist es sehr schwer zu erkennen, ob es sich um eine Stauchendmoräne oder um eine Satzendmoräne handelt. Es treten auch Kombinationen aus beiden auf. „Ein dynamischer Vorstoß kann erlahmen und in eine akkumulative Phase übergehen.“^[25]

Häufig werden die Eisrandlagen als Endmoräne bezeichnet; in vielen Fällen entspricht das der Realität. Doch mitunter führt eine Eisrandlage nicht zur Ausbildung einer Endmoräne. Aus diesem Grund muss mit der Gleichsetzung zwischen Eisrandlage und Endmoräne vorsichtig umgegangen werden..

In den Altmoränengebieten sind die Endmoränen schwerer nachzuweisen als in den Jungmoränenlandschaften. Da diese in den Altmoränengebieten weitestgehend abgetragen sind. Dennoch gibt es Möglichkeiten diese noch aufzuzeigen, z.B. die „Methode der Erfassung von Grobgeschieben“ von SERAPHIM.^[26]

In der Landschaft sind Endmoränen als lang gestreckte Höhenrücken zu erkennen. Sie sind oftmals 50 Meter höher als ihre Umgebung. Der Grundriss einer Endmoräne zeigt einen girlandenförmigen Verlauf, der durch die Form des Eislobus zu begründen ist.

3.2.3 Sander

Der Sander bezeichnet einen Akkumulationsbereich im Vorland von Gletschern.^[27] Die am Eisrand ausgeschmolzenen Materialien werden je nach Größe von den Schmelzwässern unterschiedlich weit weggeführt, wobei die großen Bestandteile unmittelbar vor der Endmoräne liegen bleiben; feineres Material (Sand) kann weit über zehn Kilometer transportiert werden. Bis die Sander in ein Urstromtal münden, haben sie ein schwach geneigtes Gefälle. Ihre ursprüngliche Oberfläche ist nahezu eben, doch durch später ausgeschmolzenes Toteis entstehen mitunter Hohlformen. Durch Ausblasungen des Sandes werden an einigen Stellen Dünen angehäuft.

Je nach Grundrissform lassen sich die Sander in vier Typen untergliedern: Flächensander, Saumsander, Kegelsander und Schlauchsander.^[28]

3.2.4 Urstromtal

„Urstromtäler (Rand- oder Marginaltäler) entwickeln sich immer dann, wenn sich das Inlandeis in ansteigendes Gelände aus Lockermaterial ohne große Höhenunterschiede aufschiebt. Sie bilden sich in unterschiedlicher Entfernung, aber etwa parallel zum Inlandeisrand.“^[29]

1875 wurde die Eisbedeckung in Norddeutschland nachgewiesen. Zu diesem Zeitpunkt wurde bereits erkannt, dass die Urstromtäler jünger sind als die Eisbedeckung, denn sie wurden nicht von Endmoränen überdeckt. „Urstromtäler sind also während des Rückschmelzens des Inlandeises entstanden.“^[30]

Die Böden von Urstromtälern entstehen nicht nur durch einen akkumulativen Prozess allein, sondern sie sind das Ergebnis einer ersten großen Akkumulation, die anschließend durch Erosion geformt wird.

Urstromtäler weisen charakteristische Eigenschaften auf: „[…] Urstromtäler [können] nur dort entstehen, wo durch das Vorrücken des Eises ein Fluß an seinem ursprünglichen Abfluß gehindert und in eine andere Richtung gedrängt wird.“^[31] Also erst durch den gemeinsamen Abfluss der verdrängten Flüsse und der Schmelzwässer entstehen die Urstromtäler.

LIEDTKE formulierte: „Ein Urstromtal ist ein eiszeitlicher Abflussweg von Schmelzwässern mehr oder weniger parallel dem Rand einer bestimmten Eisrandlage; es beginnt an der während des betrachteten Zeitraumes bestehenden (europäischen) Hauptwasserscheide und entwässert den gesamten dazugehörigen Sektor des Inland- eises.“^[32] Da Urstromtäler geomorphologisch gestaltende Elemente sind, tragen sie zu einer landschaftlichen Gliederung bei.

3.2.5 Begleitformen der glazialen Serie

Innerhalb einer glazial geprägten Landschaft können viele verschiedene Oberflächen- formen auftreten. Dazu gehören zum Beispiel: Drumlins, Oser, Staubeckenabsätze und Rinnen. An dieser Stelle wird nur auf die Drumlins eingegangen, da diesen im weiteren Verlauf der Arbeit eine weitergehende Bedeutung zukommt.

Drumlins sind in dem Bereich einer Endmoränenlandschaft zu finden. Sie sind „langgestreckte, elliptische Rücken, deren breite und steile Seite gegen das anströmende Eis gerichtet war.“^[33] Der Hauptbestandteil der Drumlins ist Grundmoränenmaterial. In den meisten Fällen sind sie mehrere hundert Meter lang und in etwa halb so breit.^[34] Sie können ihre umliegende Umgebung bis zu 15 Meter überragen. Meistens treten Drumlins in einer großen Zahl auf.

4. Entstehung der Harburger Berge

Die Ausführungen über die Eiszeiten in Norddeutschland und über die glaziale Serie sollen nun im weiteren Verlauf der Arbeit auf die Harburger Berge projiziert werden.

Es ist nicht leicht, sich mit dem Thema „Die Entstehung der Harburger Berge“ auseinander zu setzten, da es bis heute nur wenige Untersuchungen gibt, die sich mit dieser Frage befassen. Dazu kommt, dass die vorhanden Untersuchungen und Theorien stark voneinander abweichen. Diese Arbeit stützt sich auf die Untersuchungen von Dr. Jürgen EHLERS, die dieser im Zuge seiner Doktorarbeit im Jahre 1978 machte.

Es gab bis dato die verschiedensten Theorien über die Entstehung der Harburger Berge. So sah z.B. WERTH die Harburger Berge als eine Grundmoräne der Weichselvereisung an. HÖVERMANN hingegen sprach von einer Zwischenmoräne des Warthe-Stadiums. Von Theorien dieser Art wurden noch mehr genannt. Viele widersprachen sich oder wurden einige Jahre später widerlegt.^[35]

Aufgrund von Vorüberlegungen und einigen Untersuchungen ging Jürgen EHLERS schon im Vorwege davon aus, dass die Saaleeiszeit verantwortlich für die Entstehung der Harburger Berge ist.

4.1 Eisvorstöße während der Saalevereisung

Durch eingehende Untersuchungen von GRUBE für den Hamburger Raum und von K.-D. MEYER für den Niedersächsischen Raum konnte die Stratigraphie der Saaleeiszeit geklärt werden.^[36]

Sie wiesen nach, dass sich in dem Gebiet der Harburger Berge die Saaleeiszeit in drei große Eisvorstöße untergliedern lässt. Dazu zählte zunächst der Drehnte-Vorstoß, dieser zeichnete sich im Untersuchungsgebiet durch eine sehr sandige Grundmoräne aus. Im Zuge des Drehnte-Vorstoßes drang das Inlandeis bis an den Rand der Mittelgebirge vor. Der zweite große Eisvorstoß war der Niendorfer Vorstoß. Er besaß eine stark tonige und teilweise kreidereiche Grundmoräne. „Die Gletscher reichten im Süden wenig über die Wierener Berge südlich [von] Uelzen hinaus, im Westen vermutlich bis an die Altenwalder Geest südlich [von] Cuxhaven.“^[37] Der letzte Saaleeis-Vorstoß im Untersuchungsgebiet war der Fuhlsbüttler Vorstoß (entspricht dem Warthe-Vorstoß). Er wird durch eine sandige Grundmoräne mit lückenhafter Verbreitung repräsentiert. Während des Fuhlsbüttler Vorstoßes lag das Inlandeis bis an den Westrand des Untersuchungsgebietes.

Diese drei Vorstöße waren im Hamburger Raum durch Schmelzwassersande von einander getrennt. Zwischen den einzelnen Vorstößen gab es keine richtige Warmzeit.^[38]

4.1.1 Drehnte-Vorstoß

Die Harburger Berge stellen im Norddeutschen Tiefland eine auffällige Erhebung dar. „Die Ursachen ihrer Entstehung sind allein in den pleistozänen Vereisungen zu suchen. Ob der periquartäre Untergrund die Herausbildung der Großform begünstigt oder wesentlich mit gesteuert hat, ist nicht bekannt.“^[39]

Wichtig für die Herausbildung der Harburger Berge ist die Form der Tertiär-Oberfläche. Der Hamburger Raum lag etwa bei 25 Metern unter NN. Der Bereich der heutigen Harburger Innenstadt hingegen lag bei 2 Metern über NN. Dieser Höhenunterschied von fast 30 Metern mag für das vorstoßende Eis ein Hindernis gewesen sein.

Zunächst kann festgehalten werden, dass die Elstervereisungen für das Relief der Harburger Berge von geringer bzw. gar keiner Bedeutung waren. „Fast das gesamte Hochgebiet von etwa 0 m NN am Elbrand bis zu den höchsten Erhebungen des Gannaberges (150,0 m) und der namenlosen Höhe 154,9 westlich Sieversen ist während der Saale-Kaltzeit geschaffen worden.“^[40]

Nach den Vorstellungen von SCHRÖDER-LANZ waren drei Eisvorstöße der Saaleeiszeit für die Entstehung der Harburger Berge verantwortlich. Seiner Auffassung nach war der erste Eisvorstoß der Saaleeiszeit im Untersuchungsgebiet der Drehnte-Vorstoß. Diesem sei die Grundmoräne bei Buxtehude zuzuordnen. Danach soll der Lamstedter Vorstoß (entspricht dem Niendorfer Vorstoß) gefolgt sein und als letztes ist der Warthe-Vorstoß (entspricht dem Fuhlsbüttler Vorstoß) zu nennen. SCHRÖDER-LANZ beschrieb auch die jeweiligen Richtungen, aus denen die Vorstöße gekommen sein sollen. Allerdings sind seine Ergebnisse nicht mit den heutigen Erkenntnissen in Einklang zu bringen. Es wird vermutet, dass er die Ablagerungen des Drehnte-Vorstoßes nicht richtig zugeordnete bzw. verwechselte und deswegen nicht zu einem richtigen Ergebnis kam.

„Im Zuge der geologischen Übersichtskartierung in Niedersachsen zeigte sich […] erneut, dass der Kern der Harburger Berge nicht erst warthezeitlich entstanden ist, sondern aus älteren Eisvorstößen der Saale-Kaltzeit stammt.“^[41]

Der Aufbau der Harburger Berge vollzog sich durch Schmelzwassersande und Grundmoränen, die sich ungestört über weite Strecken überlagerten. Durch diese Lagerungsverhältnisse war die stratigraphische Erforschung des Gebietes leichter durch-zuführen.

Die Basis der Harburger Berge besteht aus Feinsanden der frühen Drehntezeit. Diese Feinsande werden bei Buxtehude von Lauenburger Ton unterlagert. Bei dem ersten Vorstoß des Drehnte-Eises kam es zu der Ablagerung der feinsandigen Grundmoräne. Besonders gut nachzuweisen ist sie bei der alten Försterei in Hausbruch und in den Gruben bei Neu Wulmstorf, Ovelgönne, Eilendorf und Ottensen. Wie weit das Inlandeis bei diesem Vorstoß nach Süden drang ist noch nicht eindeutig geklärt.

Nach diesem Eisvorstoß folgte eine Phase mit sehr starker Schmelzwassertätigkeit, es kam zur Aufschüttung eines mächtigen Sandersystems. „Während dieser Akkumulationsphase wurde praktisch der Hauptteil der Harburger Berge geschaffen.“^[42] Die in der Phase aufgeschütteten Schmelzwassersande reichen in vielen Fällen bis fast unter die heutige Geländeoberfläche. Im Osten des Untersuchungsgebietes erreichen sie eine Höhe von 70 Meter über NN und eine Mächtigkeit von fast 30 Metern (Foto 1).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Foto 1: Schmelzwassersande des Haupt-Drehnte-Vorstoßes östlich von Dibbersen

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 188.

ILLIES ging davon aus, dass es sich bei den Schmelzwassersanden um einen Sander des Warthe-Vorstoßes handelte. Zudem sah er das von Ovelgönne über Moisburg und das Staersbachtal nach Südwesten verlaufende Rinnensystem als warthezeitliches Ent- wässerungssystem. Diese Rinne ist mit groben Schmelzwassersanden gefüllt, die auch in der heutigen Zeit noch in Kiesgruben abgebaut werden. Allerdings ist die von ILLIES aufgestellte Theorie nicht haltbar. Er war der Meinung, dass die Schmelzwassersande parallel zu dem heutigen Talsystem aufgeschüttet worden sind. Doch Untersuchungen ergaben, dass die Schmelzwassersande in Richtung Westsüdwest angehäuft wurden, wohingegen das Talsystem aus Nordosten nach Südwesten gelagert ist. Zudem enden die Schmelzwassersande nicht an der Este, sondern sind weiter westlich der Este noch nachzuweisen.^[43]

Die Schmelzwassersande bestehen zumeist aus grobkörnigem Material, welches schlecht sortiert ist. In den meisten Fällen sind die Sande schräggeschichtet aufzufinden. Bisher ging man davon aus, dass diese Schmelzwassersande dem Niendorfer Vorstoß zugeordnet werden müssen. Denn sie werden von einer Drehnte-Moräne unterlagert und von einer Niendorfer Moräne überlagert. Die Schmelzwassersande könnten auch so genannten Nachschüttsanden entsprechen. Doch diese Theorie ist eher unwahrscheinlich, da die Nachschüttsande in einer größeren Ausdehnung in Norddeutschland kaum auftreten. Auf-grund einer Feinkieszählung, die ein sehr überraschendes Ergebnis lieferte, war man dazu angehalten, die bisherigen Theorien noch einmal zu überdenken. Durch die Fein-kieszählung wurde deutlich, dass die Schmelzwassersande ein ganz typisches Drehnte-Spektrum aufweisen.

Also lassen sich drei Deutungsmöglichkeiten festhalten:

1. Bei den Schmelzwassersanden handelt es sich um Nachschüttsande des Drehnte-Vorstoßes.
2. Es geht um Vorschüttsande des Niendorfer Vorstoßes, in welchen sehr viel altes Material aufgearbeitet worden ist.
3. Im Untersuchungsgebiet liegt eine Zweiteilung des Drehnte-Vorstoßes vor. Daher liegt eine Drehnte-Grundmoräne unter den Schmelzwassersanden und eine zweite Drehnte-Grundmoräne liegt über den Sanden.^[44]

Im weiteren Verlauf wird auf die drei Deutungsmöglichkeiten eingegangen. Zu der ersten Möglichkeit:

Wie bereits erwähnt, treten Nachschüttsande in Norddeutschland sehr selten auf. Auch in dem betrachteten Untersuchungsgebiet stellt die Grundmoräne die letzte Ablagerung dar. Diese ist zwar an vielen Stellen abgetragen worden, so dass heute Sande an der Oberfläche zu erkennen sind, aber durch geologische Kartierungen und Aufschlussuntersuchungen konnte nachgewiesen werden, dass die Sande ursprünglich unter der Grundmoräne lagen. Auch in anderen Gebieten Norddeutschlands entspricht diese Form der Lagerungs-verhältnisse der Norm. „Dies ist offenbar darauf zurückzuführen, daß sich der Eisrückzug während der Saale-Vereisungen in starkem Maße unter Abtrennung breiter Gürtel von Toteis vollzog […], deren Abschmelzen nicht so große Wassermassen erzeugte, daß neue Sanderschüttungen hätten erfolgen können.“^[45]

Für die Aufschüttung der Sander könnte weiterhin der Transport von großen Sediment-massen, die am Eisrand austraten, verantwortlich gewesen sein. Aufgrund einer niedrigen Fließgeschwindigkeit wurden dann die mitgeführten Sedimente sofort abgelagert. Allerdings trat dieser Vorgang nur in Verbindung mit noch aktivem Eis auf. Diese Theorie erscheint nicht sehr plausibel, denn es ist unwahrscheinlich, dass das Drehnte-Eis sich in dem Untersuchungsgebiet im Gegensatz zu allen anderen untersuchten Gebieten aktiv zurückzog. Zudem müsste für eine solche mächtige Aufschüttung das Vorland des Gletschers eisfrei gewesen sein. Auch dieser Aspekt scheint fragwürdig. Also kann festgehalten werden, dass diese erste Möglichkeit zur Erklärung der mächtigen Schmelz-wassersande eher unwahrscheinlich ist.^[46]

Zu der zweiten Möglichkeit:

Es steht fest, dass bei jeder Vergletscherung ein Teil aus den älteren Vereisungen aufgearbeitet wurde. Somit sind auch stellenweise Vermischungen zwischen zwei Schichten festzustellen.

In diesem Fall entsprechen die Schmelzwassersande in ihrer Zusammensetzung aber ausnahmslos dem Drehnte-Typ. Daher kann es sich nicht um eine Vermischung handeln; wenn doch, müsste eine komplette Aufarbeitung und Umlagerung der älteren Ab-lagerungen stattgefunden haben, bei welcher zudem keine oder kaum eine Beimischung jüngerer Sedimente erfolgte. Auch diese Theorie ist nicht haltbar. Im Untersuchungsgebiet wurde an mehreren Stellen eine deutliche Abgrenzung von den Materialien des Niendorfer Vorstoßes und von denen des Drehnte-Vorstoßes gefunden. Die Materialien lassen sich eindeutig voneinander unterscheiden, denn die Sedimente des Drehnte-Vorstoßes haben einen sehr viel geringeren Quarz-Gehalt, als die des Niendorfer Vorstoßes.

Die Untersuchungen zeigten, dass eine Trennung zwischen diesen beiden Schmelz-wassersandtypen sehr scharf ist. Selbst in dem Übergangsbereich sind keine bzw. sehr wenige Vermischungen aufzuzeigen.

Aus diesem Grund ist es sehr unwahrscheinlich, dass es sich bei den zu untersuchenden Schmelzwassersanden um Vorschüttsande des Niendorfer Vorstoßes, in welchen sehr viel Drehnte-Sedimente aufgearbeitet worden sind, handelt.^[47]

Zu der dritten Möglichkeit:

Es gilt nun zu klären, ob eine Aufteilung in zwei Drehnte-Vorstöße aufgrund der Lagerungsverhältnisse möglich ist.

Durch eingehende Untersuchungen ist bewiesen, dass die zu untersuchenden Schmelz-wassersande in Neu Wulmstorf (Foto 2), in Ovelgönne, in Eilendorf und in Ottensen von einer Grundmoräne des Drehnte-Types unterlagert werden.^[48]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Foto 2: Grube in Neu Wulmstorf, Schmelzwassersande über Ottenser Grundmoräne über frühdrehnte- Zeitlichen Feinsanden

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 189.

Des Weiteren gibt es andere Orte, an denen eine Drehnte-Grundmoräne in einer höheren Lage, teilweise direkt unter der Niendorfer Grundmoräne, zu finden ist. Dazu gehören u.a. Aufschlüsse bei Grauen und Eddelsen (Abb. 4).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 4: Niendorfer Grundmoräne über Haupt-Drehnte-Grundmoräne

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 45.

Zunächst war EHLERS der Ansicht, dass es sich in diesen Fällen im Gegensatz zu der normalen Drehnte-Grundmoräne um eine höher gelagerte Drehnte-Grundmoräne handelt. Allerdings liegt diese besonders hohe Grundmoräne über den mächtigen Schmelz-wassersanden. An diesen Stellen wurden die Schmelzwassersande einer Feinkieszähung unterzogen, welche ein eindeutiges Drehnte-Spektrum ergab.

Aufgrund dieser Vermutung wurden im gesamten Untersuchungsgebiet diesbezüglich gezielte Nachforschungen unternommen, welche die Beweise lieferten, dass von einer Zweiteilung des Drehnte-Vorstoßes ausgegangen werden musste. Im weiteren Verlauf der Arbeit wird der erste Eisvorstoß als Ottenser Vorstoß und der zweite als Haupt-Drehnte-Vorstoß bezeichnet.^[49]

Im gesamten Hamburger Raum, der geologisch sehr intensiv untersucht wurde, ist von einer Zweiteilung des Drehnte-Vorstoßes nichts bekannt. Daher wird davon ausgegangen, dass es sich in dem Untersuchungsgebiet um eine lokal begrenzte Oszillation des Eisrandes handelte. Im Zusammenhang mit den geologischen Untersuchungen im Hamburger Raum hat GRUBE ein frühdrehntezeitliches Stadium festgestellt. Es wird als Övelgönner Stadium bezeichnet. Dieses wird durch Schmelzwassersande dargestellt, die im Liegenden durch Feinsande zu erkennen sind.

Aufgrund dieser Erkenntnisse können die Ereignisse des Drehnte-Vorstoßes rekonstruiert werden. Zunächst wurde im Osten das heutige Elbtal von dem Drehnte-Eis überschritten. Im Norden gelangte das Eis bis in die Nähe von Hamburg. Dabei kam es zu der ersten Aufschüttung von Schmelzwassersanden in dem Hamburger Raum. Das war der Övelgönner Vorstoß. Danach folgte eine Stillstands- bzw. Rückschmelz-Phase des Inlandeises. Hierbei wurden im Hamburger Raum mächtige Feinsande aufgeschüttet. Im Folgenden kam es zu einem erneuten Vorstoß des Drehnte-Eises. Der Hamburger Raum wurde relativ schnell überwunden und das Eis stieß in den nördlichen Teil des Untersuchungsgebietes vor. Dabei wurde eine sandige Grundmoräne abgelagert. Dieser Vorstoß wurde als Ottenser Vorstoß bezeichnet.

Anschließend schmolz das Inlandeis vermutlich bis zum heutigen Elbtal ab. Während einer weiteren Stillstandsphase wurden mächtige Schmelzwassersande aufgeschüttet, wodurch vor dem Eis ein mächtiger Schwemmfächer entstand. Im weiteren Verlauf kam es erneut zu einem Eisvorstoß, dem Haupt-Drehnte-Vorstoß. Dieser überfuhr den Schwemmfächer und drang bis an den Rand der heutigen Mittelgebirge vor. Auch bei diesem Vorstoß wurde eine sandige Grundmoräne abgelagert. Letztendlich taute das Eis des Haupt-Drehnte-Vorstoßes unter Abschnürung von Toteisgürteln ab. Da nur eine geringe Schmelzwassertätigkeit bestand, kam es zu keiner erneuten Aufschüttung von Schmelz-wassersanden.^[50]

Vieles spricht dafür, dass der Ablauf so war. Also entstand die Großform der Harburger Berge höchstwahrscheinlich zum größten Teil bereits am Ende der Drehnte-Vereisung. Das damalige Hochgebiet hatte Höhen von mindestens 70 bis 80 Metern über NN. Der Kern dieses Gebietes war ein mächtiger aufgeschütteter Sander.

Durch die Ausbildung des Hochgebietes wurde die weitere Entstehung der Harburger Berge wesentlich gesteuert. Zwar waren die anderen beiden Eisvorstöße der Saale-Eiszeit an der Akkumulation des Gebietes nur noch wenig beteiligt, dafür trugen sie aber zu einem größeren Teil zu der heutigen Gestalt des Reliefs bei.^[51]

4.1.2 Niendorfer Vorstoß

Als nächster Eisvorstoß nach der Drehnte-Kaltzeit ist im Untersuchungsgebiet der Niendorfer Vorstoß nachzuweisen. Dieser hat im Vergleich zu dem Drehnte-Vorstoß nur an sehr wenigen Stellen Schmelzwassersande hinterlassen. Zudem verfügen diese Sande über eine sehr geringe Mächtigkeit.

Der Anschein einer weniger ausgeprägten Verbreitung des Niendorfer Vorstoßes ist nicht verwunderlich. Denn durch den Drehnte-Vorstoß wurde ein beachtliches Hochgebiet herausgebildet, welches von den Schmelzwässern der nachfolgenden Vereisungen um-flossen wurde. Da die Schmelzwassersande das Hochgebiet zum größten Teil umgingen, ist es nicht möglich, für den Niendorfer Vorstoß ein eindeutiges Abflusssystem dar-zustellen.^[52]

Nach der Aufschüttung der wenigen Schmelzwassersande folgte die Überfahrung des Gebietes durch das Inlandeis des Niendorfer Vorstoßes. Bei diesem Eisvorstoß kam das Eis aus der Richtung Nordost. An vielen Stellen im Untersuchungsgebiet lag die Niendorfer Grundmoräne unmittelbar über der Haupt-Drehntemoräne. Die Ausdehnung dieses Eisvorstoßes der Saale-Kaltzeit drang nicht soweit vor, wie die Drehnte-Vereisung. Im Süden lag die Grenze etwa bei den Wierener Bergen, welche sich südlich von Uelzen befinden. Für die Ausbreitung nach Westen gibt es noch keine genauen Untersuchungen, aber es wird vermutet, dass der Niendorfer Vorstoß bis an die Altenwalder Geest herangereichte.

Da diese Grundmoräne aufgrund ihrer Korngrößenzusammensetzung beim Kiesabbau gemieden wird, ist sie im Untersuchungsgebiet selten aufgeschlossen. Die wenigen Auf-schlüsse, die zur Verfügung standen, ergaben sich bei dem Bau von Autobahnen (Foto 3) und Erdgasleitungen.^[53]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Foto 3: Geschiebemergel des Niendorfer Vorstoßes im Aufschluss der Autobahnbaustelle bei Hittfeld

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 191.

Auch wenn der Niendorfer Vorstoß durch keine großen Sedimentablagerungen in Erscheinung trat, ist er für die Ausbildung des heutigen Reliefs von entscheidender Bedeutung. Denn im Zuge dieses Vorstoßes kam es zur Ausbildung von großen und annähernd parallel verlaufenden Talungen, wie die der Stader Geest und die der Harburger Berge.^[54]

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Abb. 5: Niendorfer Vorstoß; Eisbewegung und markante Talrichtungen im Unterelberaum

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 56.

In Norddeutschland lassen sich an mehreren Stellen parallel ausgebildete Talausformungen erkennen (Abb. 5). Da das Untersuchungsgebiet unmittelbar an die Stader Geest anschließt, ist die Frage, wie dieses Talsystem entstand, auch für die Morphogenese des Unter-suchungsgebietes von erheblicher Bedeutung. Über diese Entstehung wurde viel diskutiert. Es kristallisierten sich mehrere Deutungsvorschläge heraus:

1. Es ist ein dem Gefälle folgendes, normales Entwässerungssystem.
2. Es ist ein subglazial ausgebildetes Entwässerungssystem.
3. Es sind Eisspalten-Bildungen.
4. Es stellt Betten der einzelnen Gletscherströme dar.
5. Es sind Spuren von der Bewegung des Inlandeises.^[55]

Gegen die Deutungsmöglichkeit, dass es sich um ein normales Entwässerungssystem handelt, spricht die auffällige Parallelität der Täler. Denn es ist sehr unwahrscheinlich, dass in einem Gebiet auffällig viele Täler nur aufgrund eines leichten Gefälles parallel zueinander angeordnet sind.

Nicht von der Hand zu weisen ist, dass zwischen dem Verlauf der Täler und der Eisbewegungsrichtung des Niendorfer Vorstoßes eine Übereinstimmung besteht (Abb. 5). Durch Einregelungsmessungen konnte die genaue Bewegungsrichtung des Gletschers rekonstruiert werden. Dabei zeigten sich eindeutige Parallelen zwischen der Eis-bewegungsrichtung und dem Verlauf der Täler. Nun gilt es zu klären, welche Zusammen-hänge bestehen.

Eine Entstehung durch Eisspalten war nur im Toteis möglich. Eisspalten konnten sich aber nur bei einer sehr geringen Mächtigkeit des Eises bis zum Boden ausbilden. Nach-forschungen ergaben aber, dass das Inlandeis des Niendorfer Vorstoßes eine beachtliche Mächtigkeit besaß. Also ist auch diese Theorie nicht sehr wahrscheinlich.^[56]

Gletscher hinterließen beim Überfahren eines Untergrundes Spuren. Das waren zum einen die Gletscherschrammen, wobei der Untergrund durch das Eis überprägt wurde. Zu erkennen waren die Gletscherschrammen an ihrer wellblechartigen Form. Zum anderen konnte es in einigen Fällen zu einer Drumlin-Bildung kommen. Allerdings konnten auch Hindernisse, welche vom Gletscher nicht überfahren werden konnten, zu einer Ausbildung von drumlinähnlichen Gebilden führen. Ein Beispiel für eine derartige Ausbildung war bei einem Aufschluss bei Hittfeld, welcher im Zuge des Baus der Bundesautobahn gemacht wurde, zu erkennen.

Unterstützend zu diesem Vorgang trug mit Sicherheit die Schmelzwassertätigkeit am Eisrand bei. Hierbei wurden Reliefelemente gebildet, welche der Bewegungsrichtung des Eises entsprachen. Eine derartige Begebenheit konnte in Polen in einem Gebiet der Weichsel-Vereisung nachgewiesen werden. Dort wurde belegt, dass subglaziale Schmelz-wasserrinnen grundsätzlich in einem Rechten Winkel zu den Endmoränen verliefen.^[57]

Durch diese zuletzt genannten Vorgänge wurde vermutlich das Relief mit seinen parallel verlaufenden Tälern geschaffen.

Der letzte Saaleeis-Vorstoß im Untersuchungsgebiet war der Fuhlsbüttler Vorstoß.^[58]

4.1.3 Fuhlsbüttler Vorstoß

In den meisten Fällen liegt heute die Niendorfer Grundmoräne an der Geländeoberfläche. Die Fuhlsbüttler Grundmoräne lässt sich nur sehr lückenhaft und in einer sehr geringen Mächtigkeit feststellen. Trotzdem bestand die Möglichkeit, Einregelungsmessungen vorzunehmen. Durch die Messungen konnte festgestellt werden, dass das Eis des Fuhlsbüttler Vorstoßes aus östlicher Richtung vordrang. Die Ergebnisse dieser Messungen klingen zunächst verwunderlich, da das Zentrum der Vereisungen im Norden bzw. im Nordosten lag. Doch in diesem Fall war es so, dass das Eis nicht auf dem direkten Weg in das Untersuchungsgebiet vordrang, sondern durch die Form der Ostsee-Senke in unterschiedlichem Maße abgelenkt wurde. Dadurch kam das Inlandeis bei diesem Vorstoß aus östlicher Richtung.^[59]

Im weiteren Verlauf sollen nun die Geschehnisse des Fuhlsbüttler Vorstoßes rekonstruiert werden. Den bedeutendsten Vorfluter für die Schmelzwässer des Fuhlsbüttler Vorstoßes stellte das heutige Elbtal dar. Durch die Rinnen, die vom vorherigen Eisvorstoß gebildet wurden, fand die Entwässerung zum Elbtal hin statt. Das Seevetal war zum Beispiel eine dieser Rinnen. Nachdem das weiter vorrückende Inlandeis das Seevetal blockierte, musste das Schmelzwasser einen neuen Weg nehmen. Dieser lag etwas weiter westlich. Im Zuge dessen wurden die Maschener Geesthügel von den Harburger Bergen getrennt und das Seevetal wurde außer Funktion gesetzt.

Das vorgerückte Eis traf dann auf den Höhenzug der Harburger Berge. Dieser konnte von den Schmelzwassern nicht überflossen werden. Somit entstanden neue Entwässerungs-rinnen, welche nach Norden (Tal des Mühlenbaches) und nach Süden (Neundorfer Trockental) entwässerten.

Im Zuge des Fuhlsbüttler Vorstoßes kam es nur in einem sehr geringen Maße zur Aufschüttung von Schmelzwassersanden. Der Grund dafür war das große Gefälle zum Vorfluter. Bei den Aufschlüssen der Autobahnbaustelle bei Marmstorf und in der Kies-grube in Metzendorf war eine Überlagerung zweier verschiedener Schmelzwassersysteme zu erkennen. Die unteren Schmelzwassersande waren vom Elbtal weg in Richtung Süden geschüttet worden und die oberen Sande in die entgegengesetzte Richtung nach Norden. Dabei musste es sich um zwei verschieden alte Ablagerungen handeln, denn es ist kaum denkbar, dass während eines Eisvorstoßes sich die Abflussrichtung um 180° änderte.^[60]

Durch weitere Untersuchungen wurden die unteren Sande eindeutig dem Drehnte-Vorstoß zugeordnet. Die oberen Schmelzwassersande hingegen, deren Schüttungsrichtung zum Elbtal hinführte, wurden aufgrund von Geschiebezählungen der Warthezeit zugeordnet. Aus diesem Grund lag die Vermutung nahe, dass es sich bei den oberen Schmelz-wassersanden um Vorschüttsande des Fuhlsbüttler Vorstoßes handelte. Jedoch wurde durch Feinkieszählungen nachgewiesen, dass diese Sande ein typisches Drehnte-Spektrum zeigten. Dennoch ist es möglich, dass hier durch den Fuhlsbüttler Vorstoß ältere Sedimente aufgenommen und transportiert wurden.

In der Kiesgrube bei Beckedorf wurden dazu eingehende Untersuchungen durchgeführt. Bei den Untersuchungen wurde in der Grube zwischen Westteil und Ostteil unterschieden. In der untersten Schicht des Westteils waren Schmelzwassersande aufgeschlossen. Die Sande wiesen ein typisches Drehnte-Spektrum auf. Darauf folgte eine zirka 1 Meter mächtige Schicht, welche aus bräunlichgelbem Geschiebesand bestand. Auch in diesem Fall lieferte die Feinkiesanalyse den Beweis für ein Drehnte-Spektrum. Aufgrund der Struktur des Geschiebesandes musste er genetisch als Grundmoräne bezeichnet werden. Auf dieser Grundmoräne lagerte eine etwa 6 Meter mächtige Folge von Feinsand- und Schluffbänken. Diese wurde von zirka 12 Meter mächtigen Schmelzwassersanden überlagert. Die Schüttrichtung dieser Sande war Westen. In den Proben wurden viele kleine Kreide-Fossilien gefunden, welche typisch für Schmelzwassersedimente des Niendorfer Vorstoßes waren. Die Feinkiesanalyse bestätigte die Vermutung, dass die mächtigen Sande aus dem Niendorfer Vorstoß resultierten. Letztendlich wurden die Schmelzwassersande von einer gut 3 Meter mächtigen Grundmoräne überlagert. Diese war sandig und wies eine ost-westliche Geschiebe-Einregelung auf. In diesem Fall wurde durch die Feinkiesanalyse ermittelt, dass es sich hierbei um eine Fuhlsbüttler Moräne handelte.^[61]

Der Ostteil der Grube wurde durch ein anderes Bild repräsentiert. Hier befanden sich zwar die gleichen Schichten wie im westlichen Teil der Grube, diese waren aber massiv zusammengestaucht worden. Durch die Bestimmung der Lage der Faltachsen konnte rekonstruiert werden, aus welcher Richtung der Druck kam, der für die Stauchung verantwortlich war. In diesem Fall kam der Druck aus Richtung Osten. Das ist die gleiche Richtung, aus der der Fuhlsbüttler Vorstoß kam.^[62]

In der Grube bei Beckedorf war die Grundmoräne aufgeschlossen, die zu dem Eisvorstoß gehörte, der für die Stauchungen verantwortlich war. Dort wurden einige Proben genommen, um eine Feinkieszählung durchzuführen. Diese ergab, dass es sich mit Sicherheit um eine Grundmoräne des Fuhlsbüttler Vorstoßes handelte.

Also steht fest, dass die von dem Drehnte-Vorstoß und dem Niendorfer Vorstoß auf-geschütteten Schmelzwassersande durch den Fuhlsbüttler Vorstoß gestaucht und überfahren wurden (Foto 3 und 4).^[63]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Foto 4 und 5: Stauchungen des Fuhlsbüttler Vorstoßes in der Grube bei Beckedorf

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 183.

Nur etwa 500 Meter weiter östlich war die Niendorfer Grundmoräne durch den Bau der Autobahn freigelegt. An dieser Stelle wurde sie nur wenig von der Fuhlsbüttler Moräne überlagert. Allerdings wurde durch Geschiebe-Einregelungsmessungen der Niendorfer Grundmoräne die typische Bewegungsrichtung der Fuhlsbüttler Moräne nachgewiesen. Für diese Erscheinung muss es eine Erklärung geben. Es ist schon häufiger vorgekommen, dass zwei Grundmoränen unmittelbar übereinander lagen und die untere dieselbe Bewegungs-richtung wie die obere Moräne besaß. Der Grund dafür war, dass die untere Grundmoräne bei der Überfahrung von neuem Inlandeis an diesem festfrieren konnte. Das angefrorene Material wurde dann in den Bewegungsmechanismus des aktiven Gletschers mit ein-bezogen.^[64]

Im Untersuchungsgebiet wurden durch den Fuhlsbüttler Vorstoß an vielen Stellen Stauchungen hinterlassen. Die meisten der Stauchungen resultierten aus einer Steilstufe, die das Eis nicht einfach so überwinden konnte. Als das Inlandeis auf die Hochfläche der Harburger Berge vorgerückt war, kam es auch hier zu der Herausbildung eines lang-gestreckten Stauchmoränenzuges.

Dieser reicht im Norden von dem Kiekeberg über den Gannaberg, weiter über den Vierberg und den Habenberg, bis hin zu dem Nuppenberg, welcher südlich von Dibbersen gelegen ist (Abb. 6).^[65]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 6: Stauchmoränen des Fuhlsbüttler Vorstoßes

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 69.

Bei allen Anhöhen ist heute festzustellen, dass die unter der Grundmoräne liegenden Sande diese durchstoßen und somit an die Oberfläche treten. Diese Erscheinung wurde in mehreren Aufschlüssen und in einem Bohrprofil bei Steinbeck bestätigt. Der Sand lagert nicht auf einer Grundmoräne, sondern die Grundmoräne umgibt die Anhöhe aus Sand (Abb. 7).^[66]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 7: Stauchmoräne bei Steinbeck (achtfach überhöht dargestellt)

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 70.

Durch zahlreiche weitere Einregelungsmessungen wurde noch einmal bestätigt, dass der Druck, der für die Stauchungen verantwortlich ist, aus Richtung Osten kam. Allerdings kann über die genaue Ausbreitung der Stauchungszone keine eindeutige Aussage getroffen werden. Denn bei der Betrachtung des heutigen Reliefs, welches eine nach Nordwesten schwach geneigte Fläche darstellt, kann die Störungen des Untergrundes nicht erkannt werden. Um die Stauchungszone bis ins Detail bestimmen zu können, müssten zahllose Bohrungen vorgenommen werden, um Einregelungsmessungen durchzuführen.^[67]

Vermutlich kam das Inlandeis des Fuhlsbüttler Vorstoßes unmittelbar hinter dem Estetal zum Stillstand. Diese Ausdehnung würde auch die Ausweitung des Estetales nördlich von Hollenstedt erklären. Denn dadurch, dass das Eis den Schmelzwasserabfluss durch das Estetal störte, musste das Wasser in einem Bogen um den Eisrand herum fließen.

Das Eis des Fuhlsbüttler Vorstoßes war das letzte Inlandeis, welche das Untersuchungs- gebiet noch überfahren hat. Damit war die glaziale Überprägung dieses Gebietes mit dem Abschmelzen des Fuhlsbüttler Eises abgeschlossen. Das Innlandeis der Weichsel-Vereisung hat die Elbe nicht mehr überschritten.^[68]

4.2 Entstehung des Elbtales

Für die Entstehung der Harburger Berge spielte die Entwicklung des Elbtales eine große Rolle. Der Abfluss der Elbe in die Nordsee und das heutige etwa 8 Kilometer breite Elbtal bei Hamburg sind junge geologische Abläufe. Bei der Betrachtung des Elbtales müssen unterer Elblauf und oberer Elblauf getrennt voneinander untersucht werden. Denn aller Wahrscheinlichkeit nach gab es zwischen diesen beiden Elbläufen vor der Warthe-Vereisung keine Verbindung. Nachfolgend soll der Verlauf der Abflussverhältnisse, sofern sie für das Untersuchungsgebiet von Bedeutung sind, dargestellt werden.

Während des Altpleistozäns entwässerte das Untersuchungsgebiet in nördlicher Richtung zur Ostsee-Senke hin. Durch das Vorrücken des Elster-Eises war das jedoch nicht mehr möglich. Das Wasser wurde dann zum einem aufgestaut und zum anderen nach Westen und Südosten umgeleitet. Ein erheblicher Teil der Norddeutschen Entwässerungssysteme entwässerte zu der Zeit der Elster-Vereisung über die Niederlande in Richtung Westen. Das wurde durch Gerölle mit östlicher Herkunft, die in den Niederlanden an entsprechenden Stellen gefunden wurden, bewiesen.^[69]

Als der Höchststand der Vergletscherung erreicht war und das Eis bis an den Harzrand reichte, wurden einige Flüsse von dem Eisrand aufgestaut. Das Wasser sammelte sich in so genannten Eisstauseen. Dabei ist denkbar, dass die Eisstauseen nicht das ganze Wasser fassen konnten. Aus diesem Grund ist anzunehmen, dass das Wasser über den Rand des Eises lief und nach Westen abfloss. Während des Abtauprozesses, richtete sich die Entwässerung wieder nach Norden aus. Dabei wurde aber eine Verfolgung der üblichen Elbläufe erschwert, da durch die Elster-Vereisung tiefe Rinnen entstanden, die teilweise bis 400 Meter tief in den Untergrund reichten. Diese subglazial angelegten Rinnensysteme wurden zwar schon im Laufe der Elster-Eiszeit aufgefüllt, dennoch waren sie gegen Ende dieser Kaltzeit in hohem Maße bestimmend für die Reliefgestaltung. Nachdem das Inlandeis der Elster-Vereisung abgetaut war, kam es im Hamburger Raum zur Ablagerung der Lauenburger Tone.^[70]

Auf die Elster-Eiszeit folgte die Holstein-Warmzeit. Während dieser Zeit stieg der Meeresspiegel der Nordsee erneut an und drang durch eine Förde, den Holstein-See, und durch das Rinnensystem bis in den Raum Lauenburg vor. Diese Förde wurde dann zu Beginn der Saale-Eiszeit durch Schmelzwassersande des Drehnte-Eises wieder aufgefüllt. Dennoch musste zu dieser Zeit der Bereich der Förde immer noch niedriger gewesen sein als das Gebiet der heutigen Harburger Berge. So bot sich zunächst für das Wasser noch eine Abfließmöglichkeit. Doch als das Eis die Förde bis zum Südrand bedeckte, war ein Abfließen des Wassers über die Senke nicht mehr möglich. Aus diesem Grund flossen die Schmelzwässer dann in Richtung Süden bzw. Westsüdwest ab.^[71]

Wie sich die Entwässerungsverhältnisse zwischen dem Drehnte-Vorstoß und dem Niendorfer Vorstoß verhielten, ist bis heute nicht bekannt. Es können nur Aussagen darüber getroffen werden, wie die Situation während des Niendorfer Vorstoßes ausgesehen haben muss. Ähnlich wie bei dem Drehnte Vorstoß versperrte auch bei diesem Vorstoß das aus Nordosten vordringende Inlandeis den Zugang zu dem Abfluss in das heutige Elbtal. Somit blieb nur eine Abflussmöglichkeit in Richtung Süden auf das Wesertal zu.

Während des Fuhlsbüttler Vorstoß (Warthe-Vereisung) war es für die Schmelzwasser möglich, das heutige Elbtal als Abflussweg zu nutzten, da dieses von dem Eis nicht mehr erreicht wurde. Allerdings bestand zu dieser Zeit noch keine Verbindung zu dem Oberlauf der Elbe, da diese von dem Warthe-Eis bedeckt wurde. Erst nach dem Abschmelzen des Warthe-Eises konnte eine Verbindung zu dem Oberlauf hergestellt werden.

Die Schmelzwässer des Fuhlsbüttler Vorstoßes aus dem Hamburger Raum und aus dem heutigen Gebiet der Harburger Berge flossen zur Elbtal-Senke, welche somit zum ersten Mal als Vorfluter zur Verfügung stand. Durch den Niendorfer Vorstoß wurde ein Entwässerungssystem nach Süden angelegt. Dieses wurde während des Fuhlsbüttler Vorstoßes umgekehrt und auf das heutige Elbtal ausgerichtet. Das Elbtal lag wesentlich näher als das Wesertal und somit liefen die Schmelzwasser nun über ein wesentlich steileres Gefälle in Richtung Norden ab. Aufgrund der vergleichsweise hohen Fließ-geschwindigkeit kam es kaum zu Akkumulationen. Dadurch ist das Fehlen von Sanderflächen im Vorland der Harburger Berge und die Entwicklung von tiefen Tälern am Elbtalrand erklärt.

Nachdem das Inlandeis des Fuhlsbüttler Vorstoßes abgeschmolzen war, verbanden sich der obere und der untere Elblauf. Es kann sein, dass das Elbtal zu der Zeit noch schmaler war, aber die größte Tiefe wurde in der damaligen Zeit erreicht. Im Elbtal lag die Basis der Schmelzwassersande bei etwa 17 Metern unter NN.^[72]

Nach der Saale-Eiszeit folgte die Eem-Warmzeit. Zu dieser Zeit war die Funktion des Elbtales nicht viel anders als heute. Erst im Zuge der Weichsel-Eiszeit änderte sich das Bild noch einmal deutlich. Nachweislich drang das Eis der Weichsel-Vereisung bis in den Norden von Hamburg vor. Die Schmelzwasser dieser Vereisung flossen auf vielen Wegen zu dem Elbtal hin und gestalteten es somit zu dem Elbe-Urstromtal in seiner heutigen Ausprägung um. Durch Untersuchungen wurde nachgewiesen, dass die Ausbildung des Elbtales während der Eem-Warmzeit weitestgehend abgeschlossen war. Durch die Weichsel-Eiszeit fand lediglich eine Überprägung und eine Ausweitung des Tales statt.^[73]

5. Periglaziale Überformungen

Mit dem Begriff Periglazial ist das Gebiet, das vor einem Vereisungsgebiet gelegen ist, gemeint. Die Arten der periglazialen Überformungen sind zahlreich. In dieser Arbeit wird nur auf ausgewählte Formen eingegangen. Dazu gehören: Dauerfrostböden, Solifluktion, Anwehung von Löss und Sandlöss und die Entstehung von Flugsand und Dünen.^[74]

Entscheidend für die Herausbildung von periglazialen Landschaftsformen ist der Dauer-frostboden (Permafrost). Permafrostboden entsteht immer dann, wenn die Jahres-durschnittstemperatur auf -4°C bis -6°C absinkt. Durch diese niedrigen Temperaturen entstehen typische Bodenformen, wie zum Beispiel Frostmusterböden oder Eiskeile.^[75]

Wenn durch die Erwärmung der Luft die oberste Schicht des Permafrostbodens auftaut, dann fließt an geneigten Hängen dieser Boden abwärts. Es wird von Solifluktion gesprochen. „Im periglazialen Milieu ist für solifluidale Bewegung eine Hangneigung von mehr als 6° notwendig, bei tieferem Auftauen nur noch von 2°.“^[76] Auf diese Weise bewegen sich große Massen von Bodenschichten, so dass durch die Solifluktion das Relief zu einem gewissen Teil mitgestaltet wird.

Eine weitere periglaziale Erscheinung ist die Anwesenheit von Löss und Sandlöss. Deren Akkumulation ist auf die äolische Wirkung zurückzuführen. Löss ist ein sehr kalkreicher Feinstaub, der in Höhen von über 1000 Metern mehr als hundert Kilometer transportiert wird.^[77] Das Material wird durch kalte Fallwinde vom Gletscher ausgeblasen und an anderer Stelle abgelagert. Durch Löss wird die Bodenbildung hinsichtlich der Fruchtbarkeit positiv beeinflusst. Gebiete mit Lössvorkommen werden landwirtschaftlich sehr intensiv genutzt.

Sandlöss weist eine gröbere Körnung als Löss auf, zudem ist in ihm kein Kalk enthalten.^[78]

In weiten Teilen der Altmoränengebiete sind dünne, äolisch entstandene Sandablagerungen vorhanden. Sie werden als Flugsandecken bezeichnet. Flugsanddecken weisen in den meisten Fällen keine Struktur auf und sind in der Regel nicht mächtiger als 1,5 Meter. Die Sande bestehen aus Fein- und Mittelsanden.^[79]

Vornehmlich auf Sandern und Urstromtälern kommt es zur Bildung von Dünen. Aus so genannten Ausblasungswannen wird das Material ausgeweht und an anderer Stelle abgelagert. Die meisten aufzufindenden Dünen weisen die Form der Bogen- bzw. Parabeldüne auf. Auch die Dünen bestehen aus Fein- und Mittelsanden.^[80]

5.1 Entstehung der Trockentäler im Untersuchungsgebiet

Um periglaziale Erscheinungen zu erfassen, ist es notwendig, diese zunächst im Gelände zu suchen und zu deuten. Für das beschriebene Untersuchungsgebiet steht fest, dass eine periglaziale Formung stattfand. Denn es sind Grundmoränendecken aufzuweisen, die ursprünglich einmal das ganze Gebiet bedeckten und heute nur noch in einer lückenhaften Ausbildung zu erkennen sind. Des Weiteren wurde nachgewiesen, dass die zahlreichen Täler im Untersuchungsgebiet erst nach der Ablagerung der verschiedenen Schichten entstanden. Allerdings ist die Morphodynamik der Warmzeiten wesentlich schwächer als die der Kaltzeiten. Aus diesem Grund geht man davon aus, dass glaziale bzw. periglaziale Vorgänge für die Ausbildung dieser Entwässerungssysteme verantwortlich waren.^[81]

Bei der Ausbildung der Entwässerungssysteme spielten mit Sicherheit die Fließerden (Solifluktion) eine gewisse Rolle. Aber sie allein konnten nicht zur Bildung derartiger Trockentäler führen. Noch wichtiger als die Fließerden war die Bedeutung von Wasser. Durch das Wasser konnten die Sedimente hangabwärts transportiert und die Täler weiter ausgeräumt werden. Soviel Wasser konnte allerdings nur bei der Existenz eines Dauerfrostbodens (Permafrostboden) zur Verfügung stehen. Dass es Dauerfrostböden in dem Untersuchungsgebiet gab, ist sehr leicht nachzuweisen. Denn ein markantes Merkmal dieser Böden sind Strukturböden und Eiskeilnetze. Eiskeile sind in einer Vielzahl im Untersuchungsgebiet zu erkennen (Foto 6).^[82]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Foto 6: Eiskeil in der Grube bei Neu Wulmstorf

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 200.

Allerdings war es schwierig eine Aussage darüber zu treffen, wie tief der Permafrostboden in den Untergrund reichte. Deswegen wurden dazu nur Vermutungen angestellt, die sich auf eine Tiefe von etwa 1,50 Meter beliefen.

Aufgrund dieser Tatsachen wird davon ausgegangen, dass während der Weichsel-Eiszeit im Untersuchungsgebiet über einen längeren Zeitraum ein wasserstauender Untergrund bestand. Durch den Permafrostboden floss das Niederschlagswasser über die Oberfläche ab. Zur gleichen Zeit ist ein Teil der Auftauschicht des Untergrundes als Fließerde hang-abwärts gerutscht.

Im Zuge des Autobahnbaues der A1 wurde in einem Aufschluss bei Appelbüttel ein Nachweis für die Fließerdentätigkeit gefunden. In einem Querschnitt durch einen Hügel, der in erster Linie aus Schmelzwassersanden bestand, wurden am Rand Sedimente ent-deckt, die in Folge der Solifluktion hangabwärts wanderten (Foto 7).^[83]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Foto 7: Fließerde und Sandlöss über ungestörten Schmelzwassersanden bei Appelbüttel

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 192.

In den meisten Fällen sind die Fließerden nicht in den Tälern liegen geblieben, sondern wurden vom fließenden Wasser weitertransportiert. Über den genauen zeitlichen Ablauf zu der Entstehung der Trockentäler können keine präzisen Angaben gemacht werden. Es wird davon ausgegangen, dass zur Zeit des Eems eine mächtige Schicht aus feineren Sanden in den Tälern akkumuliert wurde. Des Weiteren sind in den Tälern Ansammlungen von Grobmaterial, welche aus einer Fließerdetätigkeit resultierten, zu erkennen. Also sind die Talsohlen durch die Aufschüttung feinerer Sande während einer Warmzeit und der Anhäufung gröberen Materials innerhalb einer kalten Phase gekennzeichnet.^[84]

Über den Ablauf der Geschehnisse am Ende der Weischsel-Eiszeit und für den Zeitraum danach können genauere Angaben gemacht werden. Nachdem die Transportkraft des Elbe-Urstromtales nachließ, wurden von der Geest aus den Trockentälern große Schwemm-fächer in das Urstromtal geschüttet. Zur gleichen Zeit kam es zu Verwehungen von offenliegendem Sandmaterial am Südrand des Tales. Der Elblauf war bereits in Richtung Norden umgelagert. Die Umkehrung der Fließrichtung des Elbe-Urstromtals stand möglicherweise auch unter dem Einfluss der Schwemmfächerbildung. Es kam zu einer Vermischung der fluvialen und äolischen Ablagerung. Die äolischen Ablagerungen führten im Untersuchungsgebiet nicht wie an anderen Stellen zu der Ausbildung von Dünen, sondern sie wurden zu flachen langgestreckten Rücken akkumuliert. An einigen Stellen wurde die Dünenbildung durch eine Phase der Vegetationsbedeckung unterbrochen. Da die Flugsandablagerungen im Untersuchungsgebiet noch von dem Niedermoor überdeckt wurden, ist davon auszugehen, dass ihre Entstehung schon im frühen Holozän beendet war.^[85]

5.2 Entstehung der geschlossenen Hohlformen im Untersuchungsgebiet

Durch geschlossene Hohlformen kann man sehr gut Auskünfte über den Ablauf von periglazialen Prozessen erhalten. Die Hohlformen stellen eine Sedimentfalle dar und alle Umlagerungsprozesse hinterließen in ihnen ihre Spuren. Primär treten geschlossene Hohlformen in Jungmoränenlandschaften auf, aber auch in Bereichen der Altmoränen- landschaften ist ihr Vorkommen nachgewiesen. Da der Zeitpunkt ihrer Entstehung nicht einfach zu bestimmen ist, muss sich zunächst vor Augen gehalten werden, durch welche Prozesse diese geschlossenen Hohlformen entstehen konnten.^[86]

1. Im Zusammenhang mit Dünen sind häufig so genannte Ausblasungswannen zu finden. Diese Hohlformen sind aufgrund einer äolischen Wirkung entstanden. Sie lassen sich in den meisten Fällen sehr gut von Hohlformen, die aus anderen Gründen entstanden sind, unterscheiden. Es handelt sich bei den Ausblasungs-wannen um flache Senken, an deren Sohle Grobmaterial zurückgeblieben war. Für die Hohlformen auf der Geest kommt diese Entstehungsursache nicht in Frage, da sie nur in Form von flachen Schüsseln in der Vorgeest am Elbrand auftaucht.
2. Eine weitere Möglichkeit für die Entstehung der geschlossenen Hohlformen konnte die Auskolkung durch Gletschermühlen sein. Auskolkung bedeutet, dass eine Vertiefung durch die Wirkung von im Wasser herumwirbelnden Steinen und Sandkörnern entstanden ist.^[87] „Dieser an den rezenten Gletschern häufig beobachtete Vorgang, der an der Gletschersohle durch herumgewirbelte Steine bis in den Felsuntergrund wirken kann, könnte in der Lage sein, geschlossene Hohlformen zu erzeugen.“^[88] Auf diese Art wurde die Entstehung einiger Schüsseln auf der Neuenwalder Geest erklärt, da für diese alle anderen möglichen Ursachen ausschieden.
3. In den meisten Fällen sind die geschlossenen Hohlformen bis jetzt als Sackungen über aufgestauten Toteis gedeutet worden. Dabei gibt es verschiedene Auffassungen, in welcher Weise das Eis in den Untergrund kam. Entweder wurde angenommen, dass das Eis sich in oder unter einer Grundmoräne befand, oder es wurde vermutet dass Toteisblöcke von einem Sander überlagert wurden. Wobei es in diesem Fall nicht zwingend Gletschereis sein musste, welches übersandert wurde, sondern es konnte sich auch um Schmelzwasser handeln, das im Winter gefroren war. Beim Abtauen dieser Eisblöcke entstanden dann die geschlossenen Hohlformen.
4. Eine weitere Erklärungsmöglichkeit konnte die Entstehung von Pingos sein. Pingos „[…] entstehen durch Auffrieren von Wasser im Bereich des Permafrostes. Mit der Aufwölbung wird der Eiskern des Pingos zunehmend exponiert und unterliegt der Abschmelzung, die sich zunächst in Form eines „Kraters“ an der Spitze äußert, bis schließlich die gesamte Form aufgelöst wird.“^[89] Nachdem der Pingo abschmolz, hinterließ er einen See, welcher von einem ringförmigen Wall umgeben war. Auch diese Form konnte eine Erklärung für die Entstehung der geschlossenen Hohlformen sein.
5. Als letzte Möglichkeit waren die Vorgänge des Thermokarstes für die Genese der Hohlformen zu nennen. Von Thermokarst wurde gesprochen, wenn „beim Auftauen von Bodeneiskörpern […] durch Setzungserscheinungen Abschmelz-hohlformen [entstehen], die zunächst mit Wasser gefüllt sind und später ver-landen.“^[90]

Das sind die fünf Möglichkeiten, durch die die geschlossenen Hohlformen entstanden sein könnten, wobei der erste Punkt von vornherein ausgeschlossen wurde, da diese Erscheinung auch auf der Geest auftrat und nicht nur auf dem Vorland der Geest.

Aber auch gegen eine Entstehung durch Pingos sprechen mehrere Punkte. Für die Ausbildung von Pingos war ein hoher Wassergehalt des Bodens notwendig. Das Untersuchungsgebiet ist aber auf einer Hochfläche gelegen und wurde durch die vorhandenen Trockentäler gut entwässert.

Es kommt vor, dass Pingos an Talhängen auftreten (in Ostgrönland; maximale Hang-neigung: 8°). Doch dabei sollte man davon ausgehen, dass der Randwall der Pingos wenigstens an einigen Stellen erhalten ist. Jedoch lässt sich im Untersuchungsgebiet kein derartiger Randwall an einem Talhang erkennen.

Zudem scheiden Deutungsmöglichkeit zwei und fünf aus, da für die betrachteten geschlossenen Hohlformen keine Indizien für eine derartige Entstehung gefunden werden konnten.

Bei der Betrachtung der dritten Entstehungsmöglichkeit durch Toteisblöcke bietet sich für das Untersuchungsgebiet eine weitere Deutungsmöglichkeit, wie das Toteis in den Untergrund gelangt sein kann. Der Bereich in dem die meisten geschlossenen Hohlformen aufzufinden sind, stellt das Randgebiet des Fuhlsbüttler Vorstoßes dar. Während diesem Eisvorstoß kam es wiederholt zu Stauchungen des Untergrundes, wobei neben Sand und Grundmoränenmaterial auch Eis mitgestaucht wurde. Durch das eingestauchte Toteis kann die Entstehung der geschlossenen Hohlformen erklärt werden.^[91]

Das Alter der geschlossenen Hohlformen kann nur bestimmt werden, wenn der Untergrund wasserstauend wirkte und es somit in der Senke zu einer Vermoorung und Torfbildung kam. In dem Untersuchungsgebiet wurden an mehreren Stellen eem-zeitliche Torfe unter Fließerden gefunden. Daran kann gezeigt werden, dass die Ausformung der geschlossenen Hohlformen während der Saale-Eiszeit entstanden (Foto 8). Zudem konnten sie die periglazialen Umlagerungen durch Solifluktion der Weichsel-Eiszeit als Hohlform überstehen. Allerdings war das nur an schwach geneigten Hängen (Neigung weniger als 2°) möglich. Alle Hohlformen, die an stärker geneigten Hängen auftraten, existieren heute nicht mehr. Die Auffüllung der Hohlformen begann Untersuchungen zu folge schon während der späten Saale-Kaltzeit und wurde während der Weichsel-Kaltzeit ab-geschlossen.^[92]

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Foto 8: Geschlossene Hohlform bei Hollenstedt

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 208.

5.3 Äolische Morphodynamik im Untersuchungsgebiet

In weiten Teilen des Untersuchungsgebietes kam es während des Weichsel-Hochglazials zu einer leichten äolischen Überprägung des Reliefs. Die vorherrschende Windrichtung war Westen. An der Leeseite der Harburger Berge wurden größere Mengen Sandlöss abgelagert. Heute besitzt diese Schicht eine Mächtigkeit von etwa 1 Meter. Durch den positiven Wasserhaushalt stellt dieses Gebiet eine optimale Fläche zur landwirtschaftlichen Nutzung dar.

Die Entstehung des Sandlösses unterscheidet sich nicht wesentlich von der des Lösses. Beide wurden in Form von Feinmaterial aus vegetationsfreien Flächen weiter im Westen ausgeblasen. Der Sandlöss unterscheidet sich durch eine gröbere Körnung und durch das Fehlen von Kalk von Löss. In Tälern ist Sandlöss häufig in einer höheren Mächtigkeit zu finden, wohingegen er auf höher gelegenen Flächen nur eine ganz dünne Schicht einnimmt.

Die Ablagerung des Sandlösses stellt im Untersuchungsgebiet den letzten wirksamen Abtragungsvorgang dar. Das lässt sich anhand der Schichtenfolge des Untergrundes nachweisen.^[93]

„Im Elbe-Urstromtal und auf den großen Schwemmfächern der Vorgeest […] kam es spätestens beim Trockenfallen weiter Bereiche am Ende der Weichsel-Kaltzeit zur Auf-wehung von großen Dünengebieten.“^[94] Als bekannte Dünen auf der Nordseite des Elbtales gelten die Boberger Dünen östlich von Hamburg.

Auch an der Südseite des Elbrandes entstanden Dünengebiete mit einem erheblichen Ausmaß. Ein großer Teil dieser Dünen wurde allerdings im Zuge der Vermoorung von Torf bedeckt. Des Weiteren wirkten Abtragungsvorgänge während des Holozäns, welche somit das Dünen-Relief weiter veränderten. Heute treten die Dünen kaum noch in Erscheinung. Wenn sie zu sehen sind, dann nur als langgestreckte Sandrücken. Diese wurden von früheren Bearbeitern sogar gar nicht als Dünen identifiziert, sondern für Uferwälle gehalten. Nur sehr kleine Gebiete treten heute aus morphologischer Sicht überhaupt noch als Dünen hervor (z.B. zwischen Neu Wulmstorf und Ovelgönne).

„Die spät-weichselzeitlichen und früh-holozänen Dünengebiete sind an die größeren Flußtäler gebunden.“^[95] Aus diesem Grund sind im oberen Estetal umfangreiche Dünen-gebiete zu finden (Foto 9).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Foto 9: Düne im oberen Estetal; südlich von Hollenstedt

Quelle: Ehlers, J. (1978), S. 196.

Mit zunehmender Entfernung von den Tälern, tritt nur noch an wenigen Stellen Flugsand auf. Gut zu erkennen ist dieser auf Äckern, welche dann eine leicht violette Färbung aufweisen.^[96]

6. Schlussbetrachtung

Das Ziel dieser Arbeit war, die Vorgänge und Wirkungskomplexe, insbesondere die der glazialen Serie, welche für die Entstehung der Harburger Berge verantwortlich waren, zu beleuchten. Hierbei kristallisierten sich zwei Hauptfaktoren für die Morphogenese heraus.

1. Inlandeis

Durch die Vergletscherung Norddeutschlands während des Quartärs wurde das Relief grundlegend umgestaltet. Wobei die wichtigsten Eiszeiten für Norddeutschland die Elster-, Saale- und Weichselvereisungen waren.

Für das Untersuchungsgebiet kam insbesondere der Saale Vereisung eine sehr große Bedeutung zu. Diese ließ sich hier in drei Vorstöße unterteilen. Mittels der Einregelungs-methode konnten die Bewegungsrichtungen des Inlandeises in dem Untersuchungsgebiet nachvollzogen werden. Dabei ließen sich drei Vorstoßrichtungen innerhalb der Saale-Eiszeit voneinander unterscheiden:

I) Während des Drehnte-Vorstoßes, der ersten Saale-Vereisung stieß der Gletscher aus nördlicher bis nord-westlicher Richtung vor.
II) Innerhalb des Niendorfer Vorstoßes kam das Eis aus nordöstlicher Richtung.
III) Im Zuge des Fuhlsbüttler Vorstoßes, der dritten Saale-Vereisung, drang das Inlandeis aus östlicher Richtung vor.^[97]

Im Untersuchungsgebiet wurden zahlreiche Stauchungen festgestellt. Diese wiesen einen Eisdruck aus östlicher Richtung auf und sind daher dem Fuhlsbüttler Vorstoß zuzurechnen.

2. Wasser

Als zweiter wichtiger Faktor für die Morphogenese des Untersuchungsgebietes ist das Wasser und seine Wirkung zu nennen. Im Vorland der Inlandvergletscherung wirkte das Wasser erodierend, vor allem aber akkumulierend. Mächtige Ablagerungen von Schmelzwassersanden waren die Folge. Diese waren in einem großen Maße an dem Aufbau der Harburger Berge beteiligt.

Die Herausbildung der Harburger Berge stellt ein kompliziertes Gebilde dar, welches in dem Zeitraum der Saale-Eiszeit entstand.

- Zunächst überschritt das Drehnte-Eis, der erste Eisvorstoß der Saale-Kaltzeit, die Elbe und rückte bis in den Hamburger Raum vor. Dabei wurden im Untersuchungs-gebiet die ersten Schmelzwassersande aufgeschüttet (Ovelgönner Vorstoß).
- Es folgte eine Stillstands- bzw. Rückschmelzphase des Inlandeises.
- Das Eis des Drehnte-Vorstoßes drang erneut in den Hamburger Raum vor, überfuhr diesen aber relativ rasch und stieß in den nördlichen Teil des Untersuchungs-gebietes vor. Es wurde eine sandige Grundmoräne abgelagert (Ottenser Vorstoß).
- Erneut zog sich das Eis zurück. Dann kam es während einer Stillstandsphase oder möglicherweise zu Beginn eines neuen Vorstoßes zu einer mächtigen Ablagerung von Schmelzwassersanden, wobei ein riesiger Schwemmfächer entstand.
- Während des Haupt-Drehnte-Vorstoßes wurde der Schwemmfächer überfahren und eine sandige Grundmoräne abgelagert.
- Das Drehnte-Eis schmolz unter Abschnürung von Toteisgürtel ab. Es gab nur eine sehr geringe Schmelzwassertätigkeit, daher wurden keine neuen Schmelzwasser-sande aufgeschüttet.
- Das Eis des Niendorfer Vorstoßes rückte heran. Dabei wurden kaum noch Schmelzwassersande aufgeschüttet, da diese über tiefer gelegene Gebiete abflossen.
- Der Niendorfer Vorstoß überfuhr das Untersuchungsgebiet. Es entstanden die Paralleltäler.
- Es ist nicht geklärt, wie weit sich das Eis des Niendorfer Vorstoßes zurückzog. Die Grundmoräne des Fuhlsbüttler Vorstoßes, also dem darauf folgendem Eisvorstoß, lag stets direkt auf der des Niendorfer Vorstoßes. Während des Fuhlsbüttler Vorstoßes konnten bis heute keine Schmelzwassersande nachgewiesen werden.
- Während des letzten Eisvorstoßes in der Saale-Kaltzeit, erfolgte die Entwässerung über das Elbtal. Zum Elbtal hin floss das Wasser in den meisten Fällen durch die Paralleltäler, die durch den Niendorfer Vorstoß entstanden waren.
- Als das Eis weiter vorrückte und die Entwässerung über die Rinnen gestört wurde, entstanden neue Rinnensysteme in Richtung Norden und Süden. Zum Teil kam es zur Eisstauseebildung.
- Insbesondere dort, wo das Inlandeis auf ältere Stufen im Gelände traf, kam es zu Stauchungen des Untergrundes innerhalb des Fuhlsbüttler Vorstoßes.
- Als das Eis die Hochfläche der Harburger Berge erreichte, kam es auch hier zu einer Stauchung des Untergrundes und ein langgestreckter Stauchmoränenzug entstand.^[98]

Durch diese Vorgänge war die Herausbildung der Harburger Berge abgeschlossen. Die heutige Oberflächengestalt der Harburger Berge wurde aber noch in einem großen Maß durch die periglazialen Überformungen bestimmt.

Auffällig ist die Zertalung des Untersuchungsgebietes. Diese Täler waren wahrscheinlich schon während der Saale-Kaltzeit zum größten Teil ausgebildet und wurden im weiteren Verlauf aufgefüllt. Ein weiteres Merkmal für die periglazialen Überformungen waren die geschlossenen Hohlformen. Sie fungierten als so genannte Sedimentfallen, daher konnte an ihnen die Materialumlagerungen sehr gut nachvollzogen werden. Vermutlich waren die Hohlformen in einer Vielzahl in dem Untersuchungsgebiet vorhanden. Doch durch die Fließerdentätigkeit können sie heute nur noch in Gebieten mit einer Hangneigung von weniger als 2° nachgewiesen werden.

Während der Weichsel-Kaltzeit, insbesondere während der Hoch-Weichselzeit, führte die äolische Morphodynamik zu Sandlössablagerungen. Diese sind im Untersuchungsgebiet heute noch lückenhaft zu erkennen. Zum Ende der Weichsel-Kaltzeit wurden im oberen Estetal und am Elbrand auf der Vorgeest größere Dünengebiete angeweht. Diese Dünen-gebiete sind heute morphologisch kaum noch zu erkennen; am besten lassen sie sich durch Luftbilder feststellen.^[99]

Für mich war die Bearbeitung dieses Themas eine große Herausforderung. Es gibt nur wenige Untersuchungen die sich mit der Morphogenese der Harburger Berge befassen. Zudem weichen die Forschungsansätze aus der Vergangenheit stark voneinander ab. Aus diesem Grund ist es schwer gute Informationen über das Thema zu erhalten.

Nach meinen ersten Recherchen stieß ich auf die Doktorarbeit von Herrn Dr. Jürgen EHLERS aus dem Jahr 1978. Dieser hat sich meines Wissens als einziger intensiv und detailliert mit dem Thema auseinandergesetzt. Aus diesem Grund habe ich mich während meiner Ausarbeitung fast ausschließlich auf die Ergebnisse seiner Forschungen gestützt.

Auch wenn die Bearbeitung dieses Themas für mich nicht leicht war, stellte es eine sehr interessante Aufgabe dar. Es war eine Herausforderung, sich diesem Thema anzunähern und einen Zugang zu finden.

Obwohl die zeitliche Einordnung und die Vorgänge der Genese der Harburger Berge nahezu geklärt zu sein scheinen, bleiben noch offene Fragen. Viele Sachverhalte sind nicht restlos geklärt. So können für einige Bereiche der Inlandvereisungen nur Vermutungen angestellt werden, wie weit das Eis vorgedrungen ist. Das ist zum Beispiel bei dem Drehnte-Vorstoß der Fall; für das Untersuchungsgebiet können keine präzisen Angaben über den weitesten Eisvorstoß getroffen werden. Des Weiteren beruhen Aussagen über zeitliche Abfolgen einiger Ereignisse nur auf Mutmaßungen. So zum Beispiel die Vermutung, dass die Ausbildung der Großform der Harburger Berge wahrscheinlich bereits am Ende der Drehnte-Vereisung zum größten Teil abgeschlossen war.

Weiterhin ist nicht eindeutig geklärt, ob die Zweiteilung des Drehnte-Vorstoßes im Untersuchungsgebiet durch eine lokal begrenzte Oszillation des Eisrandes hervorgerufen wurde. Geologen gehen von diesem Sachverhalt aus, da sie alle anderen Möglichkeiten ausgeschlossen haben. Bis zu dem heutigen Zeitpunkt sind sie noch nicht in der Lage, diese Vermutung zu beweisen.

Demnach besteht weiterhin in Bezug auf die Genese der Harburger Berge Forschungs-bedarf, um die Geschehnisse der quartären Vereisungen in diesem Gebiet zu erfassen und aufzuklären.

7. Literaturverzeichnis

7.1 Monographien

Ehlers, Jürgen (1978): Die quartäre Morphogenese der Harburger Berge und ihrer Umgebung. Hamburg: Selbstverlag der Geographischen Gesellschaft.

Ehlers, Jürgen (1990): Untersuchungen zur Morphodynamik der Vereisungen Norddeutschlands unter Berücksichtigung benachbarter Gebiete. Bremen: Zentraldruckerei Universität Bremen.

Ehlers, Jürgen (1994): Allgemeine und historische Quartärgeologie. Stuttgart: Enke.

Klohn, Werner u. Windhorst, Hans-Wilhelm (2006): Physische Geographie: Böden, Vegetation, Landschaftsgürtel. VMG. Heft 6. Vechta.

Liedtke, Herbert (1981): Die nordischen Vereisungen in Mitteleuropa. Trier: Selbstverlag des Zentralausschusses für deutsche Landeskunde.

Liedtke, Herbert (1990): Eiszeitforschung. Darmstadt: Wissenschaftliche Buchgesellschaft.

Liedtke, Herbert u. Marcinek, Joachim (1994): Physische Geographie Deutschlands. Gotha: Perthes.

Liedtke, Herbert u. Marcinek, Joachim (2002): Physische Geographie Deutschlands. Gotha: Klett-Perthes.

Meisel, Sophie (1964): Die naturräumlichen Einheiten auf Blatt 57 Hamburg-Süd. Bad Godesberg: Selbstverlag Bundesanstalt für Landeskunde und Raumforschung.

Redaktion Schweizer Lexikon und der Gletscherkommission der Schweizerischen Akademie der Naturwissenschaften (1993): Gletscher, Schnee und Eis. Luzern: Mengis+Ziehr.

Seedorf, Hans Heinrich (1998): Das Land Niedersachsen – eine Landeskunde in ihrer Geschichte und Präsentation. Hannover: Geographische Gesellschaft zu Hannover e. V..

Seedorf, Hans Heinrich u. Meyer, Hans-Heinrich (1992): Landeskunde Niedersachsen. Band 1: Historische Grundlagen und naturräumliche Ausstattung. Neumünster: Wachholtz.

Thome, Karl N. (1998): Einführung in das Quartär. Heidelberg: Springer.

Woldstedt, Paul u. Duphorn, Klaus (1974): Norddeutschland und angrenzende Gebiete im Eiszeitalter. Stuttgart: K. F. Koehler.

7.2 Internetquellen

Meyers Lexikon online: Kolk

http://lexikon.meyers.de/meyers/Kolk

Letzter Zugriff: 09.06.2007

7.3 Karten

Landesvermessung und Geobasisinformationen Niedersachsen (Hrsg.) (2005): Regionalkarte 6: Nordheide 1:100.000. Hannover.

[...]

---

^[1] Meisel, S. (1964), S. 22.

^[2] Vgl. Seedorf, H. u. Meyer, H.-H. (1982), S. 117.

^[3] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 2.

^[4] Vgl. Ehlers, J. (1990), S. 3.

^[5] Vgl. Liedtke, H. (1990), S. 159.

^[6] Vgl. Ehlers, J. (1994), S.172.

^[7] Liedtke, H. u. Marcinek, J. (1994), S. 267.

^[8] Vgl. Liedtke, H. (1981), S. 88.

^[9] Liedtke, H. u. Marcinek, J. (1994), S. 268.

^[10] Ebd., S. 268.

^[11] Vgl. Ehlers, J. (1994), S. 189 f.

^[12] Vgl. Liedtke, H. (1990), S. 166.

^[13] Ebd., S. 166.

^[14] Vgl. ebd., S. 166 f.

^[15] Vgl. Liedtke, H. u. Marcinek J. (1994), S. 269.

^[16] Vgl. Liedtke, H. (1990), S. 168.

^[17] Vgl. Liedtke, H. u. Marcinek, J. (2002), S. 398.

^[18] Vgl. Woldstedt, P. u. Duphorn, K. (1974), S. 28.

^[19] Vgl. Liedtke, H. (1981), S. 49.

^[20] Vgl. Liedtke, H. (1981), S. 51.

^[21] Vgl. ebd., S. 53.

^[22] Woldstedt, P. u. Duphorn, K. (1974), S. 29.

^[23] Liedtke, H. (1981), S. 55.

^[24] Vgl. Liedtke, H. (1981), S. 55.

^[25] Ebd., S. 56.

^[26] Vgl. ebd., S. 56.

^[27] Vgl. Redaktion Schweizer Lexikon und der Gletscherkommision der Schweizerischen Akademie der Naturwissenschaften (1993), S. 69.

^[28] Vgl. Liedtke, H. (1981), S. 63 f.

^[29] Liedtke, H. u. Marcinek, J. (2002), S. 399.

^[30] Liedtke, H. (1981), S. 66.

^[31] Liedtke, H. (1981), S. 71.

^[32] Ebd., S. 71.

^[33] Ebd., S. 77.

^[34] Vgl. Ehlers, J. (1994), S. 55.

^[35] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 2 ff.

^[36] Vgl. ebd., S. 4.

^[37] Ehlers, J. (1978), S. 4.

^[38] Vgl. ebd., S. 4.

^[39] Ebd., S. 32.

^[40] Ebd., S. 32.

^[41] Ehlers, J. (1978), S. 33.

^[42] Ebd., S. 37.

^[43] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 37.

^[44] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 37.

^[45] Ebd., S. 40.

^[46] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 40.

^[47] Vgl. ebd., S. 40.

^[48] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 44.

^[49] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 49.

^[50] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 49 ff.

^[51] Vgl. ebd., S. 53.

^[52] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 53.

^[53] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 55.

^[54] Vgl. ebd., S. 55.

^[55] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 57.

^[56] Vgl. Ehlers J. (1978), S. 57.

^[57] Vgl. ebd., S. 58.

^[58] Vgl. ebd., S. 59.

^[59] Vgl. Ehlers J. (1978), S. 59.

^[60] Vgl. Ehlers J. (1978), S. 59.

^[61] Vgl. ebd., S. 63.

^[62] Vgl. Ehlers J. (1978), S. 64.

^[63] Vgl. ebd., S. 64.

^[64] Vgl. Ehlers J. (1978), S. 64.

^[65] Vgl. ebd., S. 66.

^[66] Vgl. Ehlers J. (1978), S. 71.

^[67] Vgl. ebd., S. 71.

^[68] Vgl. Ehlers J. (1978), S. 78.

^[69] Vgl. ebd., S. 79.

^[70] Vgl. Ehlers J. (1978), S. 79.

^[71] Vgl. ebd., S. 80.

^[72] Vgl. Ehlers J. (1978), S. 80.

^[73] Vgl. ebd., S. 81.

^[74] Vgl. Liedtke, H. u. Marcinek, J. (2002), S. 408.

^[75] Vgl. ebd., S. 409.

^[76] Ebd., S. 409.

^[77] Vgl. Thome, K. N. (1998), S. 168.

^[78] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 116.

^[79] Vgl. Liedtke, H. (1981), S. 170

^[80] Vgl. ebd., S. 172.

^[81] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 84.

^[82] Vgl. ebd., S. 85.

^[83] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 85.

^[84] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 86.

^[85] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 102.

^[86] Vgl. ebd., S. 102.

^[87] Vgl. http://lexikon.meyers.de/meyers/Kolk. letzter Aufruf: 09.06.2007.

^[88] Ehlers, J. (1978), S. 103.

^[89] Klohn, W. u.Windhorst, H.-W. (2006), S. 210.

^[90] Ebd., S. 210.

^[91] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 104.

^[92] Vgl. ebd., S. 112.

^[93] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 116.

^[94] Ebd., S. 116.

^[95] Ehlers, J. (1978), S. 117.

^[96] Vgl. ebd., S. 117.

^[97] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 121.

^[98] Vgl. Ehlers, J. (1978), S. 122.

^[99] Vgl. ebd., S. 123.