74MB - Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifswald

Jüngeres Jungmoränengebiet in Mecklenburg-Vorpommern – DecksandgeneseKap. 3.5.3.1). Der Finowboden besitzt in der Regel eine Mächtigkeit von etwa 15-20 cm inBrandenburg (BUSSEMER 1998; SCHLAAK 1993, 1998) und 10-15 cm in Mecklenburg-Vorpommern (BOGEN et al. i. Dr.; KAISER & KÜHN 1999; KÜHN 2001a; LORENZ 2002).Der Finowboden selbst ist in Brandenburg in einem decksandähnlichen Sediment bzw. ineinem Decksand entwickelt, deren Mächtigkeit selten 20 cm übersteigt (BUSSEMER 1998;SCHLAAK 1993, 1998). In Mecklenburg Vorpommern wurde bisher diese stratigraphischeVerbundenheit nicht nachgewiesen, da sich der Finowboden hier offensichtlich in den liegendenglazifluvialen Sedimenten bildete.Damit ist anhand der brandenburgischen Profile nur von einer initialen Decksandbildungvor dem Alleröd auszugehen (BUSSEMER 1998). Deshalb ist anzunehmen, dass vor derDryas III die periglaziale Überformung der Sedimente durch solimixtive Prozesse kaumeine Tiefe von 20 cm erreichte. Die Hauptbildungsphase des Decksandes wäre damit indie Dryas III einzuordnen.Die bisher vorliegenden Lumineszenz-Alter aus einem Profil weisen auf ein spätglazialesAlter der Decksande hin: Profil Burow: (TL) 13,4±1,0 ka, OSL 9,3±1,6 ka aus BUSSEMER(1998) und KUHN (2000). Ob es sich bei dem OSL-Alter von 14,2±1,0 ka der Probe UM 18aus Profil Len 4 tatsächlich um das Alter des Decksandes handelt, bleibt fraglich (vgl.Kap. 3.5.3).Ohne dabei die oben genannten Einschränkungen außer Acht zu lassen, wirkten im Holozändie Prozesse (III)-(IV) sediment(-über-)prägend.Das immer wieder auftretende linsenförmig plattige Gefüge (lenticular platy structure) ineiner Tiefe über 60 cm bestätigt einerseits die spätglazial periglaziale Prägung (Kap. 6.1),andererseits weist dessen Nichtvorhandensein oberhalb von 60 cm auf eine holozäne bioturbateHomogenisierung des Substrates hin.Somit kann die These von HELBIG (1998: 50), dass der Decksand in Vorpommern vor allemein Produkt der holozänen Bodenentwicklung sei, nicht vollständig zugestimmt werden.Zusätzlich ist im Gegensatz zu HELBIG (1998), unabhängig von der Tonverlagerung,die Schichtgrenze Decksand/Geschiebelehm zwischen Bv- und Ael-Horizonten festzustellen(vgl. Kap. 3.1; Körnungsquotienten in Anhang-Tabelle 4).Trotz der derzeit aktuellen Diskussion über das dryas-III-zeitliche Alter der Hauptlageder Mittelgebirge (z.B. VÖLKEL & LEOPOLD 2001; SEMMEL 2002a, 2002b) liegt eine Parallelisierungdes Decksandes mit der Hauptlage nahe. Besonders, da SEMMEL (1980) in Polenauf weichseleiszeitlichen Sedimenten anhand schwermineralogischer Analysen derSchlufffraktion den Einfluss der Laacher See-Tephra im Decksand nachweisen konnte.Dass Laacher See-Tephra auch in Nordostdeutschland abgelagert wurde, steht außerZweifel (z.B. DE KLERK et al. 2001a; MÜLLER 1965; VAN DEN BOGAARD & SCHMINCKE1985). Die Schwierigkeit des Nachweises im Decksand besteht jedoch darin, dass anscheinenderst die Schwermineralanalyse an der Grobschlufffraktion zu einer DifferenzierungDecksand/Hauptlage mit dem Liegenden führt (SEMMEL 1980). Die Mehrzahl derschwermineralogischen Untersuchungen wird jedoch an der Feinsandfraktion durchgeführt.Trotz der ähnlichen Merkmalscharakteristik ist eine stratigraphische Parallelisierung derHauptlage mit dem Decksand zunächst mit Vorsicht zu beurteilen, da einerseits ausreichendexakte Datierungen fehlen und nach ALTERMANN (1998) vor allem Mineralbestandteileder Laacher See-Tephra auf die dryas-III-zeitliche Überprägung hinweisen, die bisherim Decksand nicht eindeutig nachgewiesen wurden.Dasselbe Problem besteht unter anderem auch bei der chronostratigraphischen Einordnungder Hauptlage in Süddeutschland und in der Schweiz, obwohl KÖSEL (1996) undMAILÄNDER & VEIT (2001) eine dryas-III-zeitliche Entstehung der Hauptlage präferieren.66