74MB - Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifswald

Jüngeres Jungmoränengebiet in Mecklenburg-Vorpommern – Decksandgenese3.7 Der Decksand - ein glaziales, periglaziales und holozänes Phänomen?Die Klärung der Decksandgenese ist kein Schwerpunkt dieser Studie, doch zeigte schondie Diskussion der Tiefenfunktion der Korngrößenverteilungen und geochemischen Befunde(Kap. 3.2, 3.3.4), dass es sich bei den untersuchten Böden um wenigstens Zweischichtprofilehandelt. Deshalb ist für die pedogenetische Interpretation der untersuchtenBöden die Decksandgenese nicht unerheblich, die zuletzt BUSSEMER (1994, 2002a, 2002b)und HELBIG (1999a) umfassend untersuchten und ausführlich diskutierten. Im Folgendensoll auf einzelne Aspekte aufmerksam gemacht werden, die bisher im Rahmen der Diskussionzur Decksandgenese nur randlich berührt oder gar nicht diskutiert wurden.Allgemein akzeptiert ist eine überwiegend spätglaziale Entstehung des Decksandes imJungmoränengebiet durch periglaziale solimixtive Prozesse (BUSSEMER 1994; HARTWICH1981), die überwiegend mit einer entsprechenden spätglazialen Auftautiefe des Permafrostesim Zusammenhang stehen soll. Wobei unter der Auftauzone oder active layerdie Schicht über dem Permafrost verstanden wird, die während des Sommers auftaut(BURN 1998).Die Tiefe der spätglazialen Auftauzone kann aus rezenten Permafrostgebieten anhand derdort vorkommenden durchschnittlichen Auftautiefe abgeleitet werden: z. B. in der nördlichenTaiga Sibiriens bis etwa 50 cm (KRASNOSHCHEKOV et al. 2001), in Südostspitzbergenauf tonigen Substraten von 30-40 cm, auf sandigen Substraten von 70-80 cm (SEMMEL1969; STÄBLEIN 1970), aufgrund mikroklimatischer Bedingungen dort aber auch bis zu130 cm (CHMAL et al. 1988), in Nordwest-Kanada bis zu 80 cm (MACKAY 1983).Für die schematische Abgrenzung der Auftautiefe mag die mittlere Lufttemperatur(STÄBLEIN 1985), trotz der offensichtlich großen Variationsbreite innerhalb der ausgewiesenenZonen (z.B. MIGALA 1993, KARTE 1979: 24f.), genügen. Da aber Hangexposition und–neigung, Vegetations- und Schneebedeckung und der Bodentyp die Auftautiefe ebenfallsmaßgeblich beeinflussen (JAHN & WALKER 1983), sind unterschiedliche Decksandmächtigkeiten,wie z.B. in Abbildung 3.14 dargestellt, anhand einer möglichen Kombinationdieser Ursachen zu erklären, ohne notwendige holozäne erosiv/akkumulative Prozesseals Erklärungsansatz nutzen zu müssen.BOULTON & DENT (1974) zeigen jedoch im Gletschervorfeld des Breidamerjökull in Island,dass die oberen 4-5 dm eines Lodgment-Tills eine Merkmalsausprägung besitzen können,die den typischen Merkmalen des Decksandes ähnlich sind: erhöhter Schluffanteil,bröckelige Struktur, homogene Erscheinung, zumeist höheres Porenvolumen und eineniedrigere Lagerungsdichte als die des liegenden Tills. Deshalb kann eine ähnliche glazialeVorprägung für die auf den Grundmoränen liegenden Decksande des NorddeutschenTieflandes nicht ausgeschlossen werden.Eine nachfolgende periglaziale Überprägung und/oder äolische Beeinflussung der Sedimenteim Spätglazial zeigt HELBIG (1999a, b) anhand von Sandkeilprofilen und ist eindeutigauch bei den in Kapitel 3 behandelten Profilen M 10, Bar 100, Bar 200, Len 2, Len 4 festzustellen.Die mikromorphologischen Ergebnisse der ohne Ausnahme im Decksand entwickeltenBv-Horizonte, zeigen ein durch Bioturbation geprägtes hohlraumreiches Gefüge (vgl. diemikromorphologische Beschreibung der Bv-Horizonte bei den jeweiligen Profilen). DieseBioturbationsmerkmale legen nahe, dass zumindest im Holozän und möglicherweiseauch in den Warmphasen des Spätglazials eine bioturbate Homogenisierung etwa deroberen 4-5 dm der untersuchten Böden stattfand.Eine biomechanische Homogenisierung der oberen 4-5 dm kann durch über die Jahrtausendeimmer wieder auftretenden überwiegend holozänen Baumwürfe verursacht seinund wurde schon eingehend diskutiert (BEATTY & STONE 1986; BROWN 1977; LANGOHR1993; PAWLUK & DUDAS 1982; RUSSOW & HEINRICH 2001; SCHAETZL et al. 1990; SHUBAYE-64