Leseprobe
Inhalt
1 Standort Naturschutzgebiet Sandheiden und Dünen bei Sandweier
2 Methode Geoelektrische Tomographie
3 Methode Bohrstocksondierung (Pürckhauer Methode)
4 Literatur- und Quellenverzeichnis
Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1: Lage des Naturschutzgebietes im Oberrheingraben
Abbildung 2: Schematische Darstellung einer freien Düne (Barchan)
Abbildung 3: Aufschluss Niederterrasse - Sanddüne
Abbildung 4: Anordnung der T-Elektroden bei der Geoelektrik
Abbildung 5: Prinzip der Widerstandsmessung bei einer Vierpunktanordnung
Abbildung 6: Messanordnung Dipol-Dipol
Abbildung 7: Messanordnung Wenner
Abbildung 8: Messanordnung Schlumberger
Abbildung 9: Arbeiten mit den Mussel Soil Color Charts
1 Standort Naturschutzgebiet Sandheiden und Dünen bei Sandweier
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abbildung 1: Lage des Naturschutzgebietes im Oberrheingraben (https://www.kontextwochenzeitung.de/fileadmin/content/kontext_wochenzeitung/dateien/138/Fessenheim_Karte.png)
Das Naturschutzgebiet Sandheiden und Dünen bei Sandweier befindet sich südlich von Rastatt auf dem Gebiet des Landkreises Rastatt und des Stadtkreises Baden-Baden. Es hat eine Fläche von 240,7 ha und man findet dort die bedeutendsten Sanddünen in Baden-Württemberg. Das Naturschutzgebiet ist Teil des europaweiten Schutzgebietsnetzes „Natura 2000“. (vgl. http://www4.lubw.baden-wuerttemberg.de/servlet/is/70952/nsg_sandheiden_und_duenen_bei_sandweier_und_iffezheim.pdf?command=downloadContent&filename=nsg_sandheiden_und_duenen_bei_sandweier_und_iffezheim.pdf)
Der Standort befindet sich auf der Niederterrasse des Oberrheingrabens. Im Folgenden soll näher auf den Oberrheingraben eingegangen werden:
Der Oberrheingraben stellt eine ca. 300 km lange, 35 bis 40 km breite NNO-SSW-streichende Extensionsstruktur dar. Er bildet den zentralen Teil des europäischen känozoischen Grabenbruchsystems, das aus mehreren, miteinander verknüpften tektonischen Gräben besteht. (vgl. Ziegler (1994), S. 99) Der Oberrheingraben wird im Norden vom Rheinischen Schiefergebirge und dem Vogelsberg sowie im Süden vom Faltenjura begrenzt. Bei der Bildung des Oberrheingrabens fand eine Horizontaldehnung auf etwa 4 bis 7 km statt, während der vertikale Versatz zwischen den Grabenschultern und dem Grabeninneren über 4 km erreichen kann. (vgl. Meier/Eisbacher (1991), S. 622)
Die Entstehung des Oberrheingrabens lässt sich auf die Prozesse der passiven Grabenbildung im Vorland der Alpinen Orogenese zurückführen. Die Grabenbildung setzte im Fall des Oberrheingrabens unter einem annähernd Nord-Süd ausgerichteten Spannungsfeld im Mittel- bis Obereozän durch Ost-West gerichtete Dehnungsbewegungen ein. Diese Prozesse gingen fast zeitgleich mit einer Beschleunigung der nordwärts gerichteten Kompressionsbewegungen im Zuge der Orogenese der Alpen einher. Gekennzeichnet wurde diese Entwicklung durch die Ablagerung der eozänen Basistone. (vgl. Dèzes/Schmid/Ziegler (2004), S. 2f.)
Die weitere Entwicklung des Oberrheingrabens kann grundsätzlich in folgende unterschiedliche tektonische Phasen unterteilt werden:
- Oligozän. In dieser ersten Phase bildete sich die Öffnung der Grabenstruktur und eine beckenweite Sedimentation entstand.
- Miozän. In dieser Periode vollzog sich eine Umorientierung des Spannungsfeldes mit Nordwest-Südost-Ausrichtung der Hauptspannungsrichtung. Dadurch formten sich Dehnungsbewegungen in Nordost-Südwest-Richtung, die bis heute bestehen. Diese veränderten Spannungsbedingungen führten zur Reaktivierung sinistraler Scherbewegungen. Ferner verlagerten sich die Absenkungen auf einzelne Depozentren im Grabeninneren.
- Untermiozän. Die Sedimentation verlagerte sich während dieser Periode vor allem auf den nördlichen Oberrheingraben. Im zentralen und südlichen Oberrheingraben kam es hier zu Hebungsbewegungen und Erosionsvorgängen.
- Obermiozän. Während dieser Zeit kam es wieder zu einer Verstärkung der Senkungsbewegungen, was dazu führte, dass die Sedimentation wieder im gesamten Oberrheingraben einsetzte.
(vgl. Dèzes/Schmid/Ziegler (2004), S. 3f. und Michon/Van Balen/Merle et al. (2003), S. 105f.)
Die Niederterrasse, auf der sich der Standort befindet, ist geprägt durch fluviale Sedimente aus dem Pleistozän. Während der Würmeiszeit am Ende des Pleistozäns war die Vegetation deutlich geringer ausgeprägt als dies im Holozän der Fall ist. Somit konnte Sand über weite Strecken äolisch transportiert werden. Die Besonderheit am Naturschutzgebiet Sandheiden und Dünen bei Sandweier ist, dass hier Flugsande während der Würmeiszeit in großem Maße äolisch abgelagert wurden und somit die Bildung von Sanddünen auf der Niederterrasse ermöglicht wurde.
Während des Geländepraktikums wurden die Methoden geoelektrische Tomographie und Bohrstocksondierung am Luvhang der großen Düne durchgeführt.
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Abbildung 2: Schematische Darstellung einer freien Düne (Barchan) (http://www.geo.uni-tuebingen.de/uploads/pics/W%C3%BCsten_Abb_02.jpg)
Aus Abbildung 2 lässt sich entnehmen, dass sich die Luvseite einer Düne zum praktischen Arbeiten besser eignet als die Leeseite, weil die Luvseite eine geringere Hangneigung aufweist als die Leeseite. Außerdem ist die vertikale Länge der Luvseite größer als die der Luvseite, die folgenden Methoden können also entlang einer größeren (geraden) Strecke durchgeführt werden.
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Abbildung 3 : Aufschluss im Naturschutzgebiet, welcher die Schichtgrenze zwischen Niederterrasse und Sanddüne zeigt (eigene Aufnahme vom 11.10.2016, abgeändert)
Die Sedimente der Niederterrasse (vgl. Abbildung 3) sind gekennzeichnet durch Schotter, Sand und gerundete Kiese, welche die fluviale Ablagerung erkennen lassen. Sie sind vorwiegend alpiner Herkunft, allerdings verzahnen sie sich regelmäßig mit Ablagerungen aus Seitenflüsse des Rheins. Auf die Sedimente der Niederterrasse sind die äolisch abgelagerten Flugsande der Dünen aufgelagert. Hierbei handelt es sich um carbonathaltige Sande. Mit der Bohrstocksondierung wurden die Flugsände im Rahmen des Geländepraktikums näher untersucht.
2 Methode Geoelektrische Tomographie
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Abbildung 4 : Anordnung der T-Elektroden bei der Geoelektrik (eigene Aufnahme am 10.10.2016)
Die geoelektrische Tomographie (Geoelektrik) ist eine geophysikalische Methode, bei der T-Elektroden entlang einer Geraden im gleichen Abstand (hier: 1m) orthogonal in den Boden gestochen werden müssen (vgl. Abbildung 4). Die Methode ist nur für Lockersedimente geeignet. Das Kabel wird mit einer Klemme mit den Elektroden verbunden schließlich an einen Laptop mit GeoTom Software geschaltet, welcher als Analog-Digital-Wandler fungiert. Eine Elektrode, welche nicht zu den Messelektroden gehört, muss für die Erdung zusätzlich angebracht werden. Bei der Geoelektrik wird mit einer Stromstärke von ca. 1 Milliampere gearbeitet. Es handelt sich also um geringe Stromstärken. Durch eine Probemessung wird überprüft, ob alle Elektroden korrekt angeschlossen sind und ob der Widerstand an jeder Elektrode ähnlich ist. Wird an einer Elektrode ein deutlich höherer Widerstand gemessen, befindet sich diese Elektrode beispielsweise auf einer Wurzel oder in einem Lufthohlraum und muss neu gesteckt werden. Nun gibt es verschiedene Möglichkeiten, die Elektroden zu verschalten. Allgemein gilt, dass es immer zwei Speiselektroden und zwei Elektroden als Potentialsonden gibt.
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Abbildung 5 : Prinzip der Widerstandsmessung bei einer Vierpunktanordnung (Knödel (2005), S. 129)
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