Münchberger Gneismasse und Fichtelgebirge – Übersicht

Lage der Exkursionsgebiete und naturräumliche Gliederung

Die Exkursionsgebiete Münchberger Gneismasse und Fichtelgebirge liegen im Bundesland Bayern, Regierungsbezirk Oberfranken und in der Großregion „Deutsche Mittelgebirgsschwelle“ im Thüringisch-Fränkischem Mittelgebirge und gehören dort zu der naturräumlichen Gliederung Münchberger Hochfläche und Fichtelgebirge (Abb.a.). Die Landschaft ist Teil der geographischen Groß­landschaft Frankenwald, Fichtelgebirge und Vogtland. Die Wasserscheide Main/ Saale teilt das Gebiet in zwei weitere Teillandschaften. Östlich der Wasserscheide liegen das Einzugsgebiet der Sächsischen Saale und eine hügelige Hochfläche. Westlich liegen das Einzugsgebiet des Mains und die tiefeingeschnittenen Kerb- und Sohlentäler mit einer ausgeprägten Mittelgebirgslandschaft.

Abb.a Lage des Exkursionsgebietes Münchberger Gneismasse und Fichtelgebirge (Ehrhardt Et Al, 2017)

Die Münchberger Hochfläche ist eine wenig reliefierte und wenig von Tälern zerteilte Grundgebirgshochfläche mit weiten und flachen Mulden zwischen niedrigen Kuppen und einer mittleren Höhe von 600 m ü NN (LfU, 2013a). Das Fichtelgebirge zeigt dagegen eine ausgeprägte Mittelgebirgslandschaft mit einem stark bewegten Relief. Die höchsten Erhebungen sind der Schneeberg mit 1.051 m und der Ochsenkopf (1.024 m). Die Höhenlage reicht von 400 bis 1.000 m ü NN (LfU, 2013a).

Klima im Exkursionsgebiet

In der Münchberger Hochfläche herrscht ein feucht kühles Mittelgebirgsklima mit Niederschlägen von 850 – 950 mm pro Jahr, nach Osten bis auf 750 mm abhnehmend und einer kühlen Jahresmitteltemperatur von 6 – 7 °C, bedingt durch Exposition und trockenkalte Nordostwinde im Frühjahr und Winter (LfU, 2013a).

Das Fichtelgebirge stellt zusammen mit dem Oberpfäler Wald eine Klimascheide dar, die den Übergang zwischen maritimer (atlantischer) und kontinentaler Prägung bildet (Peterek & Zech, 2011). Das Klima im Fichtelgebirge ist durch eine deutliche West-Ost Zonierung gekennzeichnet. Am westlichen Steilaufstieg beträgt die Niederschlagsmenge knapp 1.000 mm (LfU, 2013B), in Bischofsgrün wird ein langjähriges Niederschlagsmittel von 1215 mm in den Jahren von 1981 – 2010 erreicht (DWD, 2017). Es liegt ein raues, kühles Klima mit einer mittleren Jahrestemperatur von ca. 6 °C vor (LfU, 2013B).

Vegetation und Nutzung in Sachsen

Der Regierungsbezirk Oberfranken (Bayern) der Exkursionspunkte in der Münchberger Gneismasse und des Fichtelgebirges hatte 2015 einen Anteil von ca. 43,1 % landwirtschafltich genutzter Flächen, 41,3 % Waldfläche und 12,0 % Siedlungs- und Verkehrsfläche (Statistische Ämter des Bundes und Länder, 2017).

Die Münchberger Hochfläche besitzt im Gegensatz zum Fichtelgebirge jedoch nur einen geringen Waldanteil und vielfach Fichtenmonokultur durch Aufforstung von ehemaligen Weideflächen (Hutungen) (LfU, 2013a). Auf Bergrücken und Kuppen finden sich Reste von Laubwäldern und ursprünglichen Mischwäldern aus Tanne, Buche, Eiche und Kiefer. Eine planmäßige Besiedlung der Landschaft erfolgte zur Zeit der hochmittelalterlichen Rodungsperiode. In dieser Zeit wurde die Hochfläche fast flächendeckend entwaldet und landwirtschaftlich nutzbar gemacht. Die heutige Kulturlandschaft stellt eine weite, intensiv genutzte Agrarlandschaft dar, die von Waldresten durchsetzt ist. Wälder haben sich als Reste einstiger Bestockung auf Hügelkuppen und entlang der Gewässer und Weiher erhalten. Als charakteristische Landnutzungsformen haben Ackerbau und Viehwirtschaft eine hohe Bedeutung. Das flache Relief und die mäßig ertragreichen Böden begünstigen den Landbau. Bedingt durch das raue Klima wurden und werden vor allem Kartoffeln, Roggen und auf den besseren Böden auch Weizen und Gerste angebaut. Viehwirtschaft (traditionell auch viel Ziegen- und Schafhaltung) fand auf den für den Ackerbau ungeeigneten Flächen statt (LfU, 2013a). Für die Vielfalt der Arten und Lebensräume sind die Diabas- und Serpentinfelsen, die Hutungswälder z.b. bei Haidberg bedeutsam. Die Serpentinstandorte am Haidberg sind ein Natura 2000 Gebiet (eine offizielle Bezeichnung für ein Netz von Schutzgebieten, das innerhalb der Europäischen Union nach den Maßgaben der Fauna-Flora-Habitat-Richtlinie errichtet wird). Sein Zweck ist der länderübergreifende Schutz gefährdeter, wildlebender, heimischer Pflanzen- und Tierarten und ihrer natürlichen Lebensräume. Am Haidberg hat sich ein artenreicher montaner Borstengrasrasen ausgebildet (LfU, 2015a). Insgesamt ist die Vegetation der Münchberger Gneismasse sehr artenarm. Natürlicherweise kämen beerkrautreiche Fichten-Tannwälder und Mischwälder mit Buchen und Eichen vor, außerdem Hochmoore und Schwarzerlenbrüche.

Das Fichtelgebirge ist durch dichte Wälder mit kleinflächig offenen Bereichen der Felsen, Moore und Feuchtgebiete charakterisiert (LfU, 2013B). Nur wenige Siedlungen durchbrechen die weithin geschlossene Waldlandschaft. Charakteristisch für die Kulturlandschaft im Hohen Fichtelgebirge sind Waldwiesen und rundliche Rodungsinseln (z.B. Bischofsgrün), die als Relikte der früheren Nutzungs- und Rodungstätigkeit erhalten geblieben sind. Für die Ausprägung der heute sichtbaren Kulturlandschaft waren die reichen Bodenschätze und der Waldreichtum der Region von entscheidender Bedeutung. Rohstoffe wie Erz (Gold, Silber, Zinn, Eisen), Werkstein (Granit, Diabas, Proterobas), Bergkristall (Weißenstadt) und Tone wurden bis ins Mittelalter und zeitweise auch noch bis ins 20. Jahrhundert in weiten Teilen der Region gefördert. Als typische Kulturlandschaftselemente finden sich noch Steinbrücke, Tongruben und Bergwerksrelikte in Form von Pingen und Stollen in der heutigen Kulturlandschaft. Gekoppelt an die Rohstoffvorkommen und rege Abbautätigkeit hat sich damals eine ausgeprägte weiterverarbeitende Industrie wie z.B. Glasmanufakturen, Metallverarbeitungsbetriebe sowie Porzellanmanufakturen gebildet. Der Waldreichtum war aufgrund des hohen Energiebedarfs entscheidend für die Entwicklung, der auf Rohstoffen gestützten Industrien.

Die intensive Waldnutzung, vor allem die Köhlerei führte zu einem sehr raschen Waldschwund und Holzmangel, so dass bereits im 16. Jhd. eine Waldordnung erlassen wurde. Die ursprüngliche Vegetation war geprägt durch die Vorherrschaft der Buche (Fagus sylvatica) und eine fast vollständig geschlossene Walddecke (Peterek & Zech, 2011). Heute bildet der Fichtenforst die neue „natürliche Vegetation“, denn eine Rückkehr zum Laubwald ist durch die tiefgreifenden Veränderungen des Bodens nicht ohne weiteres möglich. Es entsteht der Eindruck von nordischen, borealen Nadelwäldern mit ausgedehnten Beständen an Heidelbeeren (Vaccinium myrtillus), Preiselbeeren (Vaccinium idaea), Rippenfarn (Blechnum spicant) und Drahtschmiele (Deschampsia flexuosa) im Unterwuchs. Ab etwa 700 m tritt das Wollige Reitgras (Calamagrostis villosa) oftmals in Massenbeständen auf, eine stark deckende verjüngungshemmende Grasart. Es fehlen viele im Westen Deutschlands vorkommende ozeanische Arten (Zech et al., 1991).

Bedingt durch das raue Klima und die ungünstigen Bodenverhältnisse war eine landwirtschaftliche Nutzung nur eingeschränkt möglich. Ackerbaulich genutzt wurden trockenere Hügellagen. Anbaukulturen waren anspruchslose Gemüse- und Getreidearten wie Kohl, Rüben, Kartoffeln, Hafer und Gerste. Heute gewinnt der Anbau an Energiepflanzen, besonders Raps und Mais, an Bedeutung. Das Fichtelgebirge stellt eine traditionelle Erholungslandschaft dar. Die vermittelnde Lage des Fichtelgebirges zwischen den angrenzenden Gebirgszügen und Naturräumen bedingt einige hohe natürliche Vernetzungsfunktion und Biodiversität. Das Fichtelgebirge ist Teil des Naturparks Fichtelgebirge und umfasst fünf FFH-Gebiete (Schutzgebiete in Natur- und Landschaftsschutz, die nach der Fauna-Flora-Habitat-Richtlinie ausgewiesen wurden und dem Schutz von Pflanzen (Flora), Tieren (Fauna) und Lebensraumtypen (Habitaten) dienen).

Überblick Geologie im Gebiet der Münchberger Gneismasse und Fichtelgebirge

Die Münchberger Gneismasse und das Fichtelgebirge sind samt ihrer Umrahmung Teile des paläozoischen Sockels Oberbayerns, der im Westen an der Störungszone der Fränkischen Linie gegenüber dem mesozoischen Vorland herausgehoben ist (Spies, 1991, Abb. 60, Abb. 61). Das Fichtelgebirge und die Münchberger Gneismasse sind Teil der Varzisziden und in der variszischen Orogenese, als Resultat aus der Kollision von kleineren Mikrokontinenten mit dem Kontinent Laurussia und dem nachfolgenden Zusammenschluss nahezu aller Kontinentalplatten zum Großkontinent Pangäa, im Devon und Karbon entstanden. Die Varisziden ziehen sich in einem bis zu 2.000 km breiten Gürtel durch Europa. Eine Zone mit hochmetamorphen Gesteinen (Interniden) bildet das Zentralgebiet des variszischen Gebirges. In der Spätphase der orogenen Entwicklung entstanden durch Aufschmelzen der durch die Orogenese verdickten kontinentalen Krusten große Mengen granitischer Schmelzen, die heute in den Gebieten der zentralen Zone aufgeschlossen sind. Die Kossmat’sche (1927) Gliederung der mitteleuropäischen Varisziden in Rhonoherzynikum, Saxothuringikum und Moldanubikum ist noch gültig und wurde um die Mitteldeutsche Kristallinzone ergänzt (Meschede, 2015). Die Modellvorstellung für die Entwicklung des variszischen Gebirges ist dagegen noch uneinheitlich. Das Saxothurinigkums ist hauptsächlich im Thüringisch-Vogtländischen Schiefergebirge, im Fichtelgebirge und Erzgebirge vertreten. Es ist sehr heterogen zusammengesetzt und besteht aus Gesteinen des späten Proterozoikums bis zum Unterkarbon, die in der Regel stark verfaltet und verschiefert und z.T. metamorph überprägt sind. Bei der variszischen Kollision kam es zu Deckenüberschiebungen von Einheiten aus dem Moldanubikum auf das Saxothurinigkum. Eine solche Decke ist die Münchberger Gneismasse, die eigentlich zum Moldanubikum gehört, heute jedoch allochthon auf dem Saxothuringikum liegt. Die Münchberger Gneismasse ist allseitig von Störungen umgeben und liegt mit ihren z.T. hochmetamorphen kristallinen Serien auf wenig bis nicht metamorphen Gesteinseinheiten des Saxothuringikums (Abb. 61).

Im Bereich des Saxothoringikums werden zwei sedimentäre Faziesräume unterschieden, die sich auf die gesamte paläozoische Abfolge vom Kambrium bis zum Unterkarbon beziehen. Nach der sedimentären Fazies, der Verteilung magmatischer Gesteine, sowie nach der tektonischen Prägung und Metamorphose werden, die Thüringer Faziesreihe (im Frankenwald und Fichtelgebirge) und die Bayrische Faziesreihe (im südlichen Frankenwald und im westlichen Vogtland) unterschieden. Die Thüringische Fazies fasst eine mehrere Tausend Meter mächtige Abfolge von zunächst flachmarinen und später tiefermarinen Abladerungen zusammen und ist im Saxothuringikum weit verbreitet. Die Bayerische Fazies ist mit etwas gröberen klastischen Sedimenten insgesamt etwas küstennäher anzusiedeln als die Thüringische Fazies und beschränkt sich auf die Umrandung der Münchberger Gneismasse.

Abb. 60 Geologische Übersichtskarte des Sächsisch-Thüringschen und Nordbayrischen Grundgebirges. Z.M.T  Zone von Tischrenreuth Mähring nach Walter (1995).

Abb. 61 Schematischer Profilschnitt durch das Saxothüringikum entlang einer Linie durch das Fichtelgebirge und den Thüringer Wald Meschede (2015)

Geologie Münchberger Gneismasse

Die Münchberger Gneismasse mit ihrer metarmorphen Umrandung stellt eine Besonderheit dar, die sich von Hof in Oberfranken ungefähr 30 km nach Südwesten erstreckt und ringsrum von Gesteinen des Saxothuringikums umgeben ist (Abb. 29, 31). Die variszische Orogenese wurde entsprechend dem Ort der ersten Erforschung nach dem lateinischen Namen der Stadt Hof (Curia variscorum) genannt. Die Münchberger Gneismasse wird als metamorphe Einheit, ein tektonischer Deckenstapel, auf den deutlich geringer metamorphen Gesteinen, angesehen. Der Metamorphosegrad des Gneises nimmt in der Münchberger Decke von unten nach oben zu. Die metamorphe Umrandung besteht vor allem aus Phylliten und Prasiniten (grünschieferfaziell überprägte hochdruckmethamorphe Basalte) (Meschede, 2015). Noch etwas höher metamorphe, ordovizische Metasedimente und Amphibolite bilden die Randamphibolite, die von den höchsten metamorphen Einheiten mit präkambrischen und kambrischen Orthogneis und hochdruckmethamorphen Glimmerschiefern, Eklogiten und Granat-Amphiboliten überlagert werden. Die metamorphe Überprägung erfolgte im Devon und Unterkarbon (Abb. 62).

Während Trias, Jura und Kreide war das nordostbayrische Grundgebirge zumindest zeitweise Sedimentationsraum (Spies, 1991). Die meoszoischen Gesteine wurden durch die schrittweise Hebung des Grundgebirges östlich der Fränkischen Line später vollständig abgetragen. Die Hebung war bereits in der Oberkreide aktiv und setzte sich im Jungtertiär fort. Anders als im Fichtelgebirge sind keine tertiären Sedimente vorhanden. Als Zeugen dieser Zeit sind jedoch die intensiven und z.T. sehr tiefreichenden Verwitterungsbildungen (Saprolith) auf den paläozoischen Gesteinen erhalten. Zahlreiche Bohrungen belegen Saprolithe von 20 – 40 m Mächtigkeit. Die Zeit der intensiv tropisch-subtropischen Verwitterung lag vor dem Miozän. Die erhaltenen Verebnungsflächenreste entstammen einer altpliozänen Einebnung. Spätteritäre und pleistozäne Abtragungen haben das alte Verwitterungsprofil geköpft, so dass nur geringmächtige Relikte erhalten sind. Tertiäre Verwitterungsrelikte sind östlich der Wasserscheide Main/Saale zu finden, da das Entwässerungssystem des Mains ein deutlich größeres Gefälle aufweist und somit erosionsbegünstigt ist. Daher finden sich im Einzugsgebiet des Mains tief, bis in das unverwitterte Gestein eingeschnittene Flussläufe und eine typische Mittelgebirgslandschaft und im Osten eher eine flachwellige Landschaft.

Abb. 62 Geologische Übersichtskarte der Münchberger Gneismasse und der angrenzenden Regionen (Meschede, 2015) mit Lage der Exkursionspunkte rot= Zell, gelb=Schweinsbacher Sattel

Geologie Fichtelgebirge

Das Fichtelgebirge gehört als westlicher Teil der Böhmischen Masse dem variszischen Grundgebirge an und ist aus verschiedengradig metamorphen, überwiegend paläozoischen ??? aufgebaut. Die ältesten anstehenden Gesteine des Fichtelgebirges werden heute ins jüngere Präkambrium (vor etwa 750 – 800 Mio. Jahren) gestellt. Zu dieser Zeit war das Gebiet von Meer bedeckt. Flüsse transportierten Abtragungsmaterial aus heute nicht mehr vorhandenen umliegenden Gebirgen vor die Küsten, wo es sich in Form von Ton- und Sandschichten ablagerte. In einer Zeit geringer Meerestiefe kamen zwischendurch auch Kalke zur Ablagerung. Aufgrund regionaler Vergleich werden die Sedimentgesteine mit der Thüringischen Fazies korreliert (Meschede, 2015). An der Wende Präkambrium – Kambrium (ca. 570 Mio. Jahre) wurden die Schichten verfaltet und als neues Gebirge aus dem Meer herausgehoben. Durch die hohen Drücke und Temperaturen während der Gebirgsbildung, vor allem der späteren Hauptge­birgs­bildung im Oberkarbon, wurden die Gesteine metamorphisiert, d.h. in ihrem Stoffbe­stand und Gefüge verändert. So entstanden aus Tonen Phyllite und Glimmerschiefer, aus Sanden Quarzite und aus den Kalken der Wunsiedler Marmor. Dieses Gebirge wurde durch Abtragungstätigkeit (Erosion) eingeebnet und sank im Kambrium wieder unter den Meeresspiegel ab. Im Oberkarbon (vor 285 Mio. Jahren) wurde das Gebiet sowie fast alle mitteleuropäischen Mittelgebirge im Zuge der variszischen Gebirgsbildung (Orogenese) verfaltet und vermutlich als Hochgebirge herausgehoben. Dabei wurde das Fichtelgebirge von der Münchberger Gneismasse überfahren, die heute als Decke auf dem Saxothuringikum liegt. Mit der Gebirgsbildung drangen im Fichtelgebirge in mehreren Schüben glutflüssige Schmelzen von unten in den Faltenbau ein und erstarrten tief unter der damaligen Erdoberfläche zu den heutigen Graniten. Dabei kam es am Kontakt zum Nebengestein durch die große Hitze zu Mineralumwandlungen (= Kontaktmetamorphosen). Pegmatische Restschmelzen erfüllten die Spalten im abgekühlten Granit und führten zu herrlich ausgebildeten Mineralstufen. Mit der Heraushebung des Gebirges begann gleichzeitig die Abtragung und langsame Einebnung. Vermutlich im Rotliegenden (vor ca. 260 Mio. Jahren) traten erneut einzelne vulkanische Aktivitäten auf, jedoch beruhigte sich die Erdkruste zusehends. Wahrscheinlich ist das Fichtelgebirge seit der Trias (vor 225 Mio. Jahren), von einigen möglichen kurzzeitigen Meeresüberflutungen abgesehen, bis heute Festland geblieben. Im Jungtertiär (vor 2 – 26 Mio. Jahren) setzte wiederum eine Zeit tektonischer Unruhen ein, in die auch die Endphase der Alpenbildung fällt. Vermutlich im oberen Miozän (vor ca. 10 Mio. Jahren) brachen Basaltschmelzen vor allem in der nördlichen Oberpfalz zur Erdoberfläche durch und erstarrten in Schloten und Deckenergüssen. Das heutige Landschaftsbild entstand erst im Jung-Pliozän (vor ca. 5 Mio. Jahren). Damals hoben sich Frankenwald, Münchberger Gneismasse, Fichtelgebirge und der nördliche Oberpfälzer Wald entlang der fränkischen Linie, einer schon früh entstandenen Verwerfungslinie, heraus. Diese Hebungen verursachten eine Zunahme der Erosionstätigkeit; die Flüsse schnitten sich tief in das schon verebnete Gebirge ein und schufen so die heutigen Oberflächenformen.

Zusammengefasst beginnt die altpaläozoische Stratigraphie mit einer Folge von Quarziten und quarzitisch gebänderten Glimmerschiefern. Darüber liegen Chlorit-Albit-Phyllite, abge­löst durch eine Phyllit-Grauwacken-Folge. Den Abschluss der kambrischen Serie bilden wieder Quarzite, quarzitisch gebänderte Phyllite und Grauwacken. Neben diesen Meta­mor­phiten finden sich im Fichtelgebirgsraum Granite und lokal begrenzt Basalte, die durch ter­tiären Vulkanismus gefördert wurden. Im Tertiär kam es unter tropischen Klimabe­dingungen zur Ausbildung einer Rumpfflächenlandschaft mit Inselbergen und tiefgründiger kaolinitischer Verwitterung. Geomorphologisch wurde das Fichtelgebirgsrelief schließlich im Quartär durch solifluidalen Bodenabtrag und Zertalung geprägt. Dabei erodieren die mächtigen tropischen Verwitterungsdecken zum größten Teil. Nur einzelne Kaolinitlager zeugen heute noch von der tropoiden Verwitterungsgeschichte (Zech et al., 1991).

Böden der Münchberger Gneismasse und des Fichtelgebirges

Auf der Münchberger Hochfläche treten periglaziale Deckschichten als Ausgangssubtrate der Böden auf. Diese weisen beiderseits der Wasserscheide deutliche Unterschiede in der Ausbildung auf (Spies, 1991). Östlich der Wasserscheide sind nur die Kuppen, Rücken und Oberhangbereiche ausschließlich mit einer 36 m mächtigen Hauptlage bedeckt. Ihre Bodenart ist von der Art der Ausgangsgesteine und der Intensität der Vorverwitterung abhängig. Es treten alle Übergänge von lösslehmhaltigem Schutt bis skelettfreien Feinerdesubstraten auf, die bei entsprechender Unterlage vom schwach schluffigen Sand bis lehmigem Schluff oder schluffigem Lehm reichen. Auf den Mittelhängen sind verdichtete, stauende Fließerden unter der Hauptlage weit verbreitet und eine Mittel- und Basislage zu erkennen. Im Unterhang- und Talbodenbereich werden die Fließerden mächtiger und es finden sich z.T. kolluviale Sedimente über den Fließerden. Westlich der Wasserscheide sind verdichtete Fließerden weniger verbreitet. Meist treten sehr skelettreiche Fließschutte auf, deren Grobkomponenten deutlich in Hangrichtung oberflächen-parallel eingeregelt sind. So treten skelettreiche Hauptlagen auf, die erst im Mittel- bis Unterhangbereich von meist feinerdearmen, kaum verdichteten Basisschutten unterlagert werden. Meist ist unterhalb der Hauptlage nur eine geringmächtige lösslehmhaltige Übergangslage zur Basislage vorhanden.

Im Gebiet der Münchberger Hochfläche sind vorwiegend Braunerden anzutreffen. In stärker geneigtem Gelände sind mittel- bis flachgründige Braunerden typisch, die unter Nadelwald podsoliert sind. Sorptives Vermögen und Feuchtespeicherung sind gering ausgebildet. In den Tälern kann es durch erhöhte Schluff- und Tonfraktionen und einhergehender Bindigkeit zur Pseudovergleyung und Staunässe kommen. Aufgrund der stärkeren Bindigkeit dieser Böden ist eine höhere Filterkapazität vorhanden (Grüneberger & Ziesel, 2014). Da vor allem in den Metabasiten und Serpentiniten der Münchberger Masse hohe Gehalte an Nickel (< 8.000 mg/kg), Chrom und Kobald aufweisen, treten in den daraus entstandenen Böden hohe Gehalte an Schwermetallen auf (StMUGV & ISB).

Die Böden des Fichtelgebirges entstanden hauptsächlich aus den Gesteinen Phyllit, Granit und Gneis. Daraus entwickelten sich in den tieferen Lagen vorwiegend nährstoffarme Braunerden und in den Hochlagen Podsole. Neben Übergangsformen zwischen diesen beiden Typen kommen kleinstandörtlich auch hydromorphe Böden vor. Aufgrund solifluidaler Prozesse im Quartär weisen die Bodenprofile häufig eine typische Schichtung mit deutlich hangparallel eingeregeltem Skelett im unteren Profilteil auf, die als Durchwurzelungshindernis und Wasserstauer wirken. Auf tertiären Basalten entstanden nährstoffreiche, produktive Braunerden, die ebenfalls zum Teil hydromorphe Merkmale aufweisen. Infolge der hohen Niederschläge kommt es an geomorphologisch geeigneten Stellen wie Sätteln und Mulden auch zu natürlicher Moorbildung. Allerdings sind die Moore heute weitgehend entwässert und abgetorft. Das am besten erhaltene Hochmoor ist trotz vieler Veränderungen das Fichtelseemoor in einer 45 ha großen Mulde des Sattels zwischen Ochsenknopf und Schneeberg. Aus Sicht der forstlichen Standortkunde werden drei Hauptgruppen der Bodenbildung unterschieden: Lockerböden (steinig, grusige Lehme aus Granit; steinig, schluffige Lehme aus Schiefer), Böden mit verfestigtem Untergrund (Fließerden) und Wasser­über­schuss­böden (Hanggleye, Anmoorgleye und Moore). Aufgrund der knappen Basenversorgung der nicht aus Basalten hervorgegangenen Böden, insbesondere verstärkt durch den bis in die 1990er Jahre starken atmogenen Säureeintrag, ist die Mg-Versorgung der Waldbäume häufig mangelhaft. Auf den armen Hochlagenstandorten waren insbesondere Vergilbungssymptome an den älteren Fichtennadeln als charakteristisches Symptom des Mg-Mangels großflächig verbreitet. Diese Störungen führten zum Absterben ganzer Bestände, speziell in den Hochlagen. Die N-, P- und K-Versorgung der Waldböden ist in der Regel ausreichend, z. T. üppig. Das gilt mit Ausnahme von Zn im Allgemeinen auch für die Versorgung von Spurenelementen. Mit dem Ziel der Verbesserung der Nährstoffversorgung wurden im Zuge der Restablilisierungsmaßnahmen der geschädigten Fichtelgebirgswälder in den 1980er und 1990er Jahren umfangreiche Düngungs- und Kalkungsmaßnahmen durchgeführt. Die ackerbauliche Nutzung der im allgemeinen erstragsarmen Böden beschränkt sich auf den Anbau von Sommerfrüchten (Sommergerste, Kartoffeln) (Zech et al., 2011).

Mitteldeutsches Lössgebiet – Übersicht

Lage des Mitteldeutschen Lössgebiets

Die Exkursionsgebiete des Mitteldeutschen Lössgebietes liegen in den Bundesländern Sachsen-Anhalt und Sachsen im östlichen norddeutschen Tiefland (Abb.1).

Lage der Exkursionsgebiete im Mitteldeutschen Trockengebiet

Abb.1 Lage der Exkursionsgebiete im Mitteldeutschen Trockengebiet (EHRHARDT ET AL., 2017)

Naturräumliche Gliederung des Exkursionsgebietes

Die Exkursionsgebiete im Raum Magdeburg, Halle und Meißen zählen zur Großregion „norddeutsches Tiefland“ und der naturräumlichen Haupteinheit Lössbörden (Meynen & Schmithüsen, 19531962) im mitteldeutschen Raum. Die Lössbörden ziehen sich nördlich der Mittelgebirgsschwelle bis zur Oberlausitz. Innerhalb der Lössbörden, wird der Raum südlich von Magdeburg zum Naturraum Magdeburger Börde, der Raum nordwestlich von Halle zum Naturraum östliches Harzvorland gezählt und beides zum mitteldeutschen Schwarzerdegebiet zusammengefasst. Das Gebiet bei Meißen gehört zum mittelsächsischen Lösshügelland (Abb. 2).

Abb. 2: Landschaftsgliederung im mitteldeutschen Raum mit den Exkursionsgebieten der Lössbörden (CC BY HOOU@UHH).

Klima im Mitteldeutschen Trockengebiet

Aufgrund der geringen Niederschläge, hervorgerufen durch die Lee-Wirkung des Harzes, wird das Gebiet im Raum Magdeburg-Halle auch als Mitteldeutsches-Trockengebiet bezeichnet (Abb. 2). Die mittleren jährlichen Niederschlagshöhen liegen zwischen 450–500 mm (Döring et al., 1995) und das Gebiet ist eine der niederschlagsärmsten Regionen Deutschlands. Die Untersuchungen der Niederschläge der letzten hundert Jahre zeigen eine jährliche Umverteilung der Niederschläge, mit einer Zunahme im Winter und Abnahme im Sommer (Fabig, 2007). Den mittleren Niederschlagswerten steht eine hohe Verdunstungsrate von ca. 500 mm zwischen 19012000 gegenüber (Müller et al., 2001), sodass sich daraus nur stark eingeschränkte Möglichkeiten der Grundwasserneubildung ergeben.

Die Jahresmitteltemperatur in Magdeburg-Halle lag zwischen 7,36,8 °C (1956-1940) sowie 11,210,9° C (2014) und einem Jahresmittel von 9,59,4 °C im Zeitraum von 19812010 (DWD, 2017). Es gilt als submaritim für den Raum Magdeburg bzw. subkontinental für den Raum Halle und Meißen (Leibnitz-Institut für Länderkunde, 2003). Daten des Helmholz-Zentrums für Umweltforschung UFZ (Bad Lauchstädt) belegten, dass die Bodentemperatur im Jahresmittel ca. 1 °C höher liegt, als die Lufttemperatur (Abb. 3). In der Soil Taxonomy (USDA, 1999) werden die Klimadaten von Halle genutzt, um ein „ustic soil moisture regime“ und ein „mesic soil temperature regime“ zu illustrieren (Jahn et al., 2017).

Abb. 3: Abgrenzung des mitteldeutschen Trockengebietes anhand des langjährigen Jahresmittelniederschlages zwischen 1970-2000 von 500 mm (Niederschlagsisohyete) aus Fabig (2007)

Abb. 4: Klimadaten von Halle (Saale) und Umgebung (Jahn et al., 2017)

Vegetation und Nutzung in Sachsen-Anhalt

Die Vegetationsgeschichte begann im Spätglazial nach dem Rückzug des Inlandeises mit den kryoklastischen Verwitterungs- und Bodenbildungsprozessen und periglazialen solifluidalen Umlagerungen. Gleichzeitig erfolgte die Einwanderung und Ansiedlung von zunächst arktischen und arktisch-alpinen Pflanzenarten sowie der Ausbildung von Pflanzengesellschaften, die im Bereich der ausgedehnten Lössgebiete im Mittelgebirgsvorland als Tundrenvegetation Bodenbildungsprozesse einleitete (Altermann & Rosche, 1995). Mit der nachfolgenden zunehmend großräumigen Erwärmung der Landschaften im mitteldeutschen Raum bei zeitweiliger Schwankung in kühlere und wärmere, auch feuchtere (Atlantikum, Subatlantikum) und trockenere Zeitabschnitte (Boreal, Subboreal) zeigte sich eine längerfristige, allmähliche Umwandlung der Vegetationszusammensetzung in den einzelnen Landschaften im Flach- und Hügelland. Frühholozäne Grassteppen mit eurosibirischen Stipa, Festuca, Koelerlia-Arten, Adonis vernalis und anderen Steppenkräutern in Nachbarschaft von Laubholz-Lockerwäldern, führten längere Zeit (vor mehr als 7000 Jahren, vgl. Laatsch, 1954) durch Humusanreicherung bei Hemmung des Humusabbaus, in Sommertrockenen- und Winterkälteperioden in den Lössgebieten im Regenschatten des Harzes, zur Schwarzerdebildung. Offene Steppen wechselten mit Eichenmischwäldern und bildeten eine parkartige Waldsteppenlandschaft, in die nach und nach die Rotbuche auf geeigneten Standorten eindrang und zur Vorherrschaft gelangte. Ein stärkerer Eingriff in das mitteldeutsche Waldland erfolgte durch den Menschen mit der Waldrodung und dem Ackerbau seit dem Neolithikum, wodurch sich erneute und verstärkte Abtragungsprozesse und Veränderungen in der Bodenbildung abzeichneten. Eine Übersicht über die zeitliche Abfolge der spät- und nacheiszeitlichen Vegetationsentwicklung zeigt Tabelle 1.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Tab. 1: Vegetationsentwicklung im mitteldeutschen Raum im Holozän nach Altermann, M., Rosche, O. “Typische Böden im Mitteldeutschen Trockengebiet. Exkursionsführer der Uni Halle”. (1995)

Sachsen-Anhalt weist bedingt durch die fruchtbaren Böden im Schwarzerdegürtel der Magdeburger Börde einen hohen Anteil landwirtschaftlich genutzter Flächen auf. Sie stellen im Jahre 2015 mit 61,3 %, weit gefolgt von Waldflächen (24,8 %), die größte Flächennutzung dar (Statistische Ämter des Bundes und Länder, 2017). Lediglich in der Umgebung des Petersberges und in der Dölauer Heide kommen zusammenhängende Waldflächen vor. Auf den Hochflächen dehnen sich große Ackerschläge aus, Wiesen und Weiden sind seltener. Die z.T. stark ausgeprägten Hänge nördlich und westlich von Halle werden durch Obst- und Weinbau genutzt.

Geologie Sachsen-Anhalts

Der allgemeine geologische Aufbau des mitteldeutschen Raumes kann in folgende geologische und strukturelle Einheiten unterteilt werden:

  1. Kristallines Grundgebirge (Mitteldeutsche Kristallinzone),
  2. Übergangszone,
  3. Tafeldeckgebirge und
  4. känozoische Lockermassen (Jahn et al., 2017).

Das kristalline Grundgebirge besteht aus stark konsolidierten und gefalteten Gesteinen des Proterozoikums und Paläozoikums. Es ist Teil des variszischen Grundgebirges, welches dem herzynischen Trend folgend, generell NW-SE ausgerichtet ist. An die kristallinen paläozoischen Schiefer- und Tiefengesteine des Saxo-Thuringikums am Kyffhäuser schließt sich nordwärts die Rhenoherzynische Zone mit Grauwacken, Tonschiefern und mit Diabasen sowie Tuffen assoziierten Quarziten im Harz an. Der Harz ist das nördlichste Mittelgebirge Deutschlands. Seine Entstehung begann im Devon während der variszischen Orogenese und wurde während der subherzynischen Hebungsphase in der Oberen Kreide abgeschlossen.

Die Oberfläche des kristallinen Grundgebirges bildet die Basis des Saale-Beckens. In dieses Molassebecken lagerten sich während des Permokarbons mächtige Wechselfolgen von Sand-, Schluff- und Tonsteinen ab. Zwischengeschaltet in die Sedimentpakete sind vulkanische Tuffe und vereinzelnd Kohle. Im Großraum von Halle und südöstlich des heutigen Harzes kam es während des Perms zu magmatischer Aktivität, wobei felsische und intermediäre Vulkanite oberflächennah in die umliegenden Sedimente eindrangen. Die Vorkommen der permischen Rhyolithe werden in Halle-Saale als Hallescher Porphyr bezeichnet und sind in Form von rezenten Inselbergen charakteristisches Merkmal der Landschaft des südlichen Sachsen – Anhalts.

Das variszische Übergangsstockwerk (Molasse) wird vom Tafelgebirgsstockwerk überlagert, welches aus einer ca. 1.500 m mächtigen Schichtfolge von Zechstein bis zum Muschelkalk (Perm bis Trias) besteht (Blumenstengel et al., 2006; Abb. 5). Geringmächtige Lagen von Kupferschiefer (∼ 275 Ma) bilden die Basis des Zechsteins. Sie werden von mächtigen Wechselfolgen aus Salzen, Anhydrit, Gips und Karbonaten überlagert. Die späte extensive saxonische Tektonik führte zu lateralen und horizontalen Bewegungsmustern der Schollen. In Arealen mit Salzablagerungen wurden diese Bewegungen durch Salzfluss kompensiert, in dem das Salz entlang von Störungsbahnen aufstieg und Salzstöcke formte. Die triasischen Sedimente sind z.T. von Ablagerungen des Juras und der Kreide überlagert.

Weite Teile Sachsen-Anhalts sind von känozoischen Lockergesteinen bedeckt. Im Norden und Osten dominieren Sand und Tone des Paläozäns und Miozäns (Tertiär), in denen lokal Kohlen gefunden wurden. Mächtige Braunkohlelagerstätten bildeten sich während des Eozäns bis ins Oligozäns (Alttertiär) in den Senken im südlichen Sachsen-Anhalt. Die tertiären Lockergesteine sind wiederum häufig von quartären fluviatilen und eiszeitlichen Sedimenten überlagert. Die Überprägungen durch die Elster-, Saale- und Weichsel-Eiszeiten formten das heute durch Grundmoränen, Endmoränen und Sanderflächen gekennzeichnete Landschaftsbild. Allerdings treten die Geschiebe der Weichsel – Eiszeit nur im Nordosten von Sachsen-Anhalt auf. Weiter nach Süden gehend, dominieren mächtige Lössablagerungen, deren Körnungsspektrum von West (Löss mit > 70 % Schluff) nach Ost (Sand-Löss mit < 70 % Schluff) gröber wird.

Die Löss- und Sandlösshochflächen sind eben bis schwach wellig, kuppige Lagen sind auf die Gebiete der Gesteinsdurchragungen beschränkt. Hier treten besonders die markanten Randbuckel des Porphyrs bei Landsberg und der Petersberg, der sich bis auf 250 m NN über die Hochfläche erhebt, in Erscheinung. Die Hochflächen sind im westlichen Teil durch die Saale sowie kleinere Wasserläufe wie z.B. Salza, Laweke, Würdebach usw. ausgiebig zertalt.

Abb. 5: Geologische Karte des Exkursionsraumes aus Jahn et al. (2017)

Geologie im Raum Halle und Bergbau

Die vorherrschenden geologischen Strukturen im Raum Halle/Saale sind Ergebnis des für die Gegend typischen geologischen Stockwerkbaus, der sich bis in das Proterozoikum zurückverfolgen lässt (Jahn et al., 2017). Die Stadt Halle selbst befindet sich über dem kristallinen Kern der östlichen Mitteldeutschen Kristallinzone, an die sich in Richtung Süden die lithologischen Einheiten des Saxothurinikums anschließen. Die Mitteldeutsche Kristallinzone baut sich aus Plutoniten auf, welche während der variszischen Orogenese vor etwa 330 Ma in Paragneise und Amphibolite intrudierten (Bachmann & Ehling, 2006). Das Stadtgebiet von Halle wird durch die Hallesche Störung (Hallesche Marktplatzverwerfung) unterteilt. Sie ist eine nordwest-südost streichende, nach Nordost einfallende tektonische Hauptstörung in Mitteldeutschland, die die gehobene Scholle des HalleWittenbergs-Blocks im NE und die abgesenkte Merseburger-Scholle der Nietlebener Mulde im SW trennt. Gesteine des Permokarbons, überdeckt von geringmächtigen känozoischen Sedimenten, sind die typischen lithologischen Einheiten der Halle-Wittenberg-Scholle. Der tiefere Merseburg-Block wird von Sedimenten des Perms (Zechstein) und der Trias bedeckt (Abb. 6). Entlang der Störungszone gelangten salzhaltige Wässer an die Oberfläche, die bereits seit der Bronzezeit zur Salzgewinnung genutzt wurden und der Stadt Halle ihren Namen gaben. Weitere auffällige Merkmale der Region Halle sind die aus der sonst eher flachen Morphologie herausragende Inselberge. Sie bestehen aus Rhyolithen des Perms und werden aufgrund ihrer Struktur und lokalen Verbreitung als Hallescher Porphyr bezeichnet. Durch tektonische Hebungsaktivitäten während des Übergangs von der Kreide zum Tertiär wurden die Gesteine des oberen Mesozoikums im Gebiet Halle erodiert. Es treten nur jüngere Sedimente des Eozäns und Oligozäns aus Sanden und kohlehaltigen Tonen auf. Während der Elstervereisung im Pleistozän wurden Geschiebemergel mit eingeschalteten glaziofluvialtilen Sanden abgelagert. Gebänderte Tone und mächtige Lösse wurden in der Saale- und Weichselvereisung abgelagert. Die rhyolithischen Inselberge wurden durch das Eis abgerundet.

Die folgenden Blockbilder (Abb. 6–8) aus Wagenbreth & Steiner (1990) vermitteln eindrucksvoll einen Einblick in den geologischen Aufbau des Halleschen Raumes.

Abb. 6: Schematischer Querschnitt der Geologie des östlichen und südlichen Harzvorlandes aus Wagenbreth & Steiner (1990), verändert nach Jahn et al. (2017 )

Abb. 7: Tektonik und Landschaftsform beiderseits der Halleschen Marktplatzverwerfung im Stadtgebiet von Halle aus Wagenbreth & Steiner (1982).

Abb. 8: Der Hallesche Porphyrkomplex und dessen nördliche Umrahmung aus Wagenbreth & Steiner (1982).

Weite Teile der heutigen Landschaft innerhalb und um das Stadtgebiet sind nicht natürlichen Ursprungs, sondern anthropogen verändert. Hauptgrund dafür waren die abbauwürdigen Vorkommen verschiedener Rohstoffe, die seit über 800 Jahren in intensiv betriebenem Bergbau gefördert wurden. Bis vor einigen Jahren wurde Kupfer in der Gegend um Eisleben und Sangershausen abgebaut. Die primäre Vererzung war an den Kupferschiefer (Perm) gebunden. Obwohl nur 50 cm mächtig, erwies sich der Kupferschiefer aufgrund hoher Gehalte an Kupfer, Blei, Zink, Gold, Silber und Platin als abbauwürdig. Schon vor über 1.200 Jahren begann der Abbau, sichtbar an kleinen Schürfgruben aus dem Mittelalter. Mithilfe moderner Fördermethoden wurde der Kupferschiefer bis in Tiefen von 1.000 m abgebaut. Unverkennbares Zeichen dieser Aktivitäten sind die bis zu 100 m hohen und weithin sichtbaren Kupferschieferhalden. In Bernburg und Teuschenthal wurden Steinsalze (NaCl) und K-Salze unter Tage abgebaut. Die geförderten Salze entstammen der Zechstein-Formation. Durch die unterirdische Förderung wurden ca. 12 Mio. m3 an Höhlen und Stollen geschaffen, die heute größtenteils verfüllt sind. Noch wichtiger als die Salzgewinnung war die Förderung von Braunkohle. Die Braunkohle ist tertiären Ursprungs und war oberflächennah in und bei Halle leicht zu fördern. Heute sind alle Tagebaue geschlossen. Aufgrund des warmen Klimas während des Tertiärs setzte eine starke Verwitterung der permischen Rhyolithe ein, die zur Ausbildung mächtiger Kaolinitkrusten führte. Nördlich von Halle entstanden Kaolinlagerstätten, die teilweise bis heute im Tagebaubetrieb abgebaut werden (z.B. bei Morl). Von geringerer lokaler Bedeutung war die Förderung von Steinkohle. Der Quarzporphyr wurde primär als Schotter, aber auch als Baustein zur Verkleidung von Bauwerken abgebaut. Momentan ist nur noch ein Steinbruch am Petersberg, nördlich von Halle, in Betrieb.

Geologie im Raum Meißen

Die Elbtalzone ist eine ausgeprägte geologische Störungszone, in der zahlreiche tektonische Gesteins-Verschiebungen stattfanden. Im Mittelvaristikum drangen granitische Schmelzen in diese Zone ein und bildeten das Granitvorkommen, das Teil des Meißener Massivs ist (Franke, 2017).

Als Meißener Massiv wird generell ein NW-SE orientierter, variszischer Instrusivkomplex bezeichnet, der eine annähernd elliptische Form aufweist. Dieser liegt im Zentral- und Nordwestabschnitt der Elbzone mit ca. 80 km Länge und maximal 20 km Breite, bestehend aus einer konzentrisch angeordneten Serie von zeitlich und substanziell unterschiedlichen Magmatiten (Monzonitoid-Granitoid-Formation des Meißener Intrusivkomplexes), deren Genese kontrovers diskutiert wird (Abb. 9).

Das Zentrum wird von der jüngeren Intrusion saurer Magmatite dominiert, die randlich von intermediären bis basischen Varietäten vertreten werden. In den älteren, mehr peripheren Bereichen kommt die „monozonitoide“ Serie vor (Monzoniten, Monzodiorite, Diorite, Gabbro). Hauptbestandteil sind mittelkörnige Hornblende-Monzonite (Syneodiorite); die basischsten stellen Quarzdiorite und Diorite dar. Weitere Typen sind ein mittel- bis grobkristalliner, lokal porphyrischer Hornblende-Biotit-Granodiorit (nordöstlich der Elbe) sowie ein mittelkristalliner Biotit-Monzogranit und Biotit-Granodiorit (Meißener Hauptgranit). Im Meißener Eruptivkomplex treten u.a. Rhyolite auf. Im Elbtal zwischen Meißen und Hirschstein zeugen rund 25 auflässige Steinbrüche vom regen Abbau der granitischen Gesteine z.B. im Steinbruch der Karpfenschänke im Norden von Meißen, tritt Biotitgranodiorit mit diskordanter Auflagerung von Buntsandstein auf. Wie im Raum Halle wurden die Gesteine im Raum Meißen durch subtropische Verwitterung während des Tertiärs tiefgründig chemisch verwittert und saprolitisiert (kaolinisiert) und im Pleistozän durch eiszeitliche Sedimente überdeckt.

Abb. 9: Geologie des Meißener Massivs, Darstellung ohne kanäozoischen Bildungen nach Krentz et al., 2000 aus Franke (2017).

Ausgangsgesteine für die Bodenbildung

Für die Bodenbildung von Bedeutung sind Gesteinsdurchragungen wie die Sandsteine und Konglomerate des Permo­karbon (Oberkarbons), die Porphyre des Halleschen Porphyrkomplexes des Perm, die in markanten Erhebungen auftreten, die Trias-Ablagerungen wie Muschelkalk in der Mansfelder und Querfurter Mulde und der Bundsandstein des Teutschenthaler Sattels sowie die Bildungen der Merseburger Buntsandsteinplatte, überwiegend durch Sandlösse verhüllt (Altermann & Rosche, 1995). Von den Tertiär Vorkommen beiderseits des Teutschenthaler Sattels sind nur lokale Tone und Sande z.B. in der Dölauer Heide bodenbildend. Wobei aber nur wenige präquartäre Gesteine oberflächen­nah anstehen und als Ausgangsmaterial für die Böden in Frage kommen.

Bei fehlender, erodierter Lössbedeckung sind die permischen Rotliegenden Schluff-  und Tonsteinen des Hornburger Sattels Ausgangsgesteine für lehmig-tonige Böden. Die Zechsteinbildungen haben für die Bodenbildung keine Bedeutung. Rote Schluffsteine des Unteren Buntsandsteins sind im Bereich des Teutschenthaler Sattels Ausgangs­material der Böden. Der Mittlere Buntsandstein wird überwiegend von Sandsteinen aufgebaut, die durch prätertiäre Verwitterung an der Oberfläche meist gebleicht und mehr oder weniger kaolinisiert sind. Die tonig-schluffigen und karbo­natischen Gesteinsglieder des Unteren Buntsandsteins haben lediglich unmittelbar westlich der Muschelkalk­schichtstufe für die Bodenbildung im liegenden der Lössdecke oder in Erosionspositionen Bedeutung. Muschelkalk tritt lössbedeckt und lössfrei als Bodenausgangsgestein in Er­schei­­nung. Während der Weichsel-Kaltzeit wurden die präweichselzeitlichen oberflächennahen Gesteine im wesentlichen Rotliegend- und Triassedimente durch Verwitterung und Umlagerung zu den periglazialen Deckschichten, wie Fließerden und Schutten, umgebildet und somit für die Bodenbildung entscheidend vorgeprägt. Deshalb sind die Festgesteine bis auf wenige Durchragungen bzw. steile Hangpositionen meistens durch eine Lockererde aus Schutt, Fließerde und außerdem noch durch Löss verhüllt.

Die meisten und wichtigsten Ausgangsgesteine der Böden des Exkursionsgebietes entstanden im Quartär. Die pleistozänen Sedimente Geschiebemergel der Elster- und Saaleeiszeit sowie Schmelzwassersande und Schotter sind im Untersuchungsgebiet fast ausschließlich von dem für die Bodenausbildung bedeutungsvollen weichseleiszeitlichen äolischen Decken überlagert. Von den saalezeitlichen Sedimenten sind unter Lössbedeckung Geschiebemergel z.T. als Lokalmoräne entwickelt und glazifluviatile Kiese und Sande für die Böden von Bedeu­tung. Auf den Hochflächen ist der weichselzeitliche Löss fast flächendeckend verbreitet, der jedoch in unterschiedlichen Mächtigkeiten auftritt. Meistens erreicht er etwa 2 m, größere (bis 4 m) und geringere Mächtigkeiten kommen aber auch nicht selten vor. Nach der Korngrößenzusammensetzung werden die weichselzeitlichen äolischen Decken in Lössdecken, Sandlössdecken und Flugsande differenziert. Die größten Lössmächtigkeiten treten im Westteil des Untersuchungsgebietes im Raum der Querfurter Platte und der Wettinger Hochfläche auf. Geringmächtige Lösse (0,1–1,2 m) und Lössschleier (< 0,4 m) kommen bei stärkerer Reliefenergie vor. In den stärker reliefierten Gebieten den Schichtstufen der Trias ist Löss häufig nur Lössschleiern erhalten, bzw. lediglich im Ap-Horizont der Böden sind Lössanteile nach­weisbar. Aufgrund der Durchmischung mit den liegenden Substraten sind die Lössschleier oft sandig und skeletthaltig und leiten ebenso wie die unter 1 m mächtigen sandreichen Lösse am Lössrandgebiet zu den Sandlössen über. An das Lössgebiet schließt sich ein unterschiedlich breiter Sandlössgürtel an. Sandlösse haben gegenüber den Lössen einen hohen Sandanteil (> 20 %) und erreichen im Grobschluffgehalt mindestens 20 %. Die Mächtigkeit der Decken schwankt zwischen 0,5 und 1,0 m. Auch treten unterhalb 0,4 m mächtige Sandlössschleier im Löss auf. Schluffreiche Sandlösse sind nahe am Lössgebiet, schluffarme in größerer Entfernung von diesem verbreitet. Sandlösse sind nicht nur am Lössrandgebiet, sondern auch innerhalb des Lössgürtels zu finden. So sind sie lokal in Hangenden von Schmelzwassersanden, in Kuppenlage und auf Mittleren Buntsandstein (Altermann, 1968) sowie im Übergangs­bereich Saaleaue-Hochfläche verbreitet. Den Sand haben die jeweils in unmittelbarer Nähe vorhandenen sandigen Substrate geliefert, so dass dieser nur kurzen Trans­portwegen unterlag. Den eben angeführten primär durch äolische Akkumulation von Sand und Schluff entstanden Sandlösse stehen die durch Mischung mit sandigen liegenden Materialien aus Lössschleiern hervorgegangenen sekundären Sandlösse gegenüber (Altermann, 1968). Bei den geringmächtigen Decken haben die Liegendsedimente für die Wertigkeit der Böden Bedeutung.

Neben diesen schluffreichen Decken wurden im Untersuchungsgebiet auch Flugsande (< 20% Grobschluff), so z.B. am Rand der Salleaue bei Wettin (Kunert & Altermann, 1965) sowie inselartig auch nördlich von Halle akkumuliert. Aus Flugsanden sind offenbar auch die nach dem Profilbild und der Korngrößenanalyse dem Geschiebedecksand der lössfreien Landschaft ähnlichen sandigen Decken hervorgegangen.

Die angeführten verschiedenen äolischen Bildungen sind im Vertikalprofil nicht einheitlich aufgebaut. So schwanken bei den Lössdecken die Sandanteile in unterschiedlicher Tiefe, innerhalb der Sandlössdecken kommen Löss- und Flugsandhorizonte bzw. Sand­streifigkeit vor. Horizontgrenzen hielten sich dabei häufig an vorgezeichneten Substratgrenzen (Altermann, 1968). Der horizontale Übergang der verschiedenen äolischen Deckschichten Löss – Sandlöss z.T. Flugsand wurde im Untersuchungsgebiet von Altermann (1968) und Mautschke et. al. (1971) beschrieben.

An der Basis der äolischen Decken ist meistens eine windkanterführende Steinsohle ausgebildet, wenn im Liegenden pleistozäne Materialen folgen bzw. deren Erosionsreste erhalten geblieben sind. Sie fehlt hingegen meistens, wenn triassische Gesteine im Liegenden auftreten.

Die Erosionsanfälligkeit des Lösses und die Oberflächengestalt sind die Ursache für holozäne Umlagerungen. Der von den geneigten Platten und Hängen erodierte Löss wird in Tälern und Senken als Kolluvium (Abschlämmmassen) sedimentiert und ist das Substrat der Kolluvialböden sowie der grundwasserbeeinflußten Lössböden. Es wurden bis 4 m mächtige Kolluviallösse festgestellt.

Im ehemaligen Salzigen See setzte sich im Holozän Seemergel ab, der durch die Trockenlagerung vor etwa 100 Jahren gegenwärtig noch die Oberfläche bis zur vorgesehenen Wiederflutung bildet. Auenlehme kamen großflächig in der Unstrutaue sowie in geringerem Ausmaß auch in den schmaleren Auen der Flüsschen Weida und Sülze zur Sedimentation. Durch Rohstoffabbau von Kohle, Kiesen, Bausteinen, Kalksteinen und Tonen erfolgten Umlagerungen und künstliche Aufschüttungen, überwiegend von natürlichen Substraten.

Böden des Mitteldeutschen Trockengebiets

Im Exkursionsgebiet dominieren die Lössböden (Abb. 10). Die Ausbildung der verschiedenen Lössböden ist abhängig von der Mächtigkeit der Lössdecken, von der Zusammensetzung der Substrate im Liegenden der kleiner als ein Meter mächtigen Lösse, vom Relief, von paläoklimatischen Einflüssen sowie wahrscheinlich auch von der petrographischen Zusammensetzung der Lössdecken in den verschiedenen Lössprovinzen des Exkursionsraumes. Dadurch sind u.a. möglicherweise die markanten Vegetationsgrenzen im Verlauf des Holozäns vorgezeichnet worden, die wiederum unterschiedlichen Bodenentwicklungen verursachten wie die Schwarzerde – Fahlerde – Grenze. Die Schwarzerden aus Löss sind die dominierenden Bodenformen auf den ebenen und welligen Platten des Exkursionsgebietes. Die Humushorizonte sind etwa 50–60 cm mächtig, jedoch kommen nicht selten stärker erodierte Schwarzerden mit nur 40 cm mächtigen Humushorizonten vor. Die Übergänge von erodierten Tschernosemen und Pararendzinen aus Löss sind fließend. Neben den Norm-Tschernosemen sind die Braunerde-Tschernoseme am meisten verbreitet. Durch unterschiedliche Zusammensetzung der Substrate im Liegenden der Lösse ist das Spektrum der Bodenformen stark aufgefächert.

Bei völliger Abtragung der Schwarzerde sind heute auf Löss-Pararendzinen verbreitet, die ebenfalls durch differenzierte Gesteinsunterlagerung eine breite Bodenformenpalette bieten. In Senken, Tälern und auch in den breiten Auslaugungswannen wurde das meist humose Abtragungsmaterial akkumuliert, so dass Kolluvialböden und bei Grundwasser­einfluss Gleye entstanden.

Pararendzinen und Rendzinen sind auf den Triasdurchragungen anzutreffen. Klein­flächiger Bodenwechsel ist für diese Gebiete typisch. Lössfreie Böden, Lössschleier, flach- und tiefgründige Lösse, unterschiedlich steinige und tonige Triassubstrate kennzeichnen das breite Substratspektrum dieser Pararendzinen. Durchragende Rotliegendbildungen sind dagegen kalkfrei, sodass dann Regosole und Braunerde dominieren. Letztere kommen auch auf Mittlerem Buntsandstein bei Sandlöss- bis Lösssandbedeckung vor.

Im Exkursionsraum wird Löss durch Sandlöss und schließlich in nördlicher Richtung vom Geschiebedecksand (Decksand) abgelöst. Diese gürtelartige Abfolge der äolischen Periglazialsedimente der letzten Kaltzeit bedingt auch eine Abfolge verschiedener Böden. Während nahe am Lössrand auf Sandlöss noch Schwarzerden verbreitet sind (Exkursionspunkt Zöberitz), kommen in größerer Entfernung vom Schwarzerdegebiet auf den Sandlössdecken substratabhängig auch Parabraunerden, bei Lehmunterlagerung mehr oder weniger pseudovergleyte Böden vor. Braunerden dominieren auf Geschiebedecksand über Sanden, während bei Lehmunterlagerung Parabraunerden/ Fahl­erden und pseudovergleyte Böden vorherrschen. Grundwasserbeeinflusste Böden sind auf Auen und Täler beschränkt, Kippböden auf die Rohstoffabbaugebiete. Regosole sind weit verbreitet in den ehemaligen Braunkohletagebauen nördlich und südlich von Halle-Leipzig und den damit entstandenen Aufschüttungen. Pseudovergleyte Böden sind insbesondere im Sächsischen Hügelland zu finden (Abb.10).

Abb. 10: Böden und Bodengesellschaften mit Leitbodentypen und ihren Ausgangsgesteinen (BGR, 2002), verändert nach Jahn et al. (2017)

Muskauer Faltenbogen – Übersicht

Lage des Muskauer Faltenbogens

Die beiden Exkursionspunkte 8 Felixsee und 9 Tagebau Nochten im Gebiet Muskauer Faltenbogen liegen in den Bundesländern Brandenburg (Landkreis Spree/Neiße) und Sachsen (Landkreis Görlitz) im östlichen Norddeutschen Tiefland (Abb.16). Der Muskauer Faltenbogen erstreckt sich beiderseits der einen Abschnitt der deutsch-polnischen Grenze bildenden Lausitzer Neiße in Form eines Hufeisens von Döbern (Brandenburg) im Nordwesten über Weißwasser/Oberlausitz und Bad Muskau (beide in Sachsen) im Süden bis zum polnischen Trzebiel im Nordosten. Seine höchste Erhebung ist der westlich von Döbern befindliche Hohe Berg (184 m ü. HN) (Abb. 17). Seinen Namen hat der Faltenbogen durch seine Entstehung im Pleistozän, durch Gletscher wurden Sand- und Braunkohleschichten auf mehr als 40 km Länge zu einem kleinräumigen Faltenbogen, der rezent als flachwelliger Hügelzug erhalten und weltweit nahezu einmalig ist.

Lage der Exkursionsgebiete im Muskauer Falkenbogen

Abb. 21: Lage der Exkursionsgebiete im Muskauer Falkenbogen (EHRHARDT ET AL., 2017)

Abb. 22: Lage der Endmoränenlandschaft Muskauer Faltenbogen in Sachsen, Brandenburg und in Polen mit eingezeichnetem Exkursionsgebiet im Raum Felixsee (Geopark Muskauer Faltenbogen, 2016).

Naturräumliche Gliederung des Exkursionsgebietes

Der Muskauer Faltenbogen zählt zur Großregion „norddeutsches Tiefland“ und der naturräumlichen Haupteinheit Ostdeutsche Platten- und Heideland (Meynen & Schmithüsen, 1953–1962). Das Gebiet schließt sich direkt östlich an das Gebiet der Lössbörden an. Der Exkursionspunkt 8 Felixsee liegt im Naturraum Lausitzer Heideland welcher zur Niederlausitz gehört und der Exkursionspunkt 9 Tagebau Nochten im Oberlausitzer Heide- und Teichland und der Muskauer Heide.

Klima im Muskauer Faltenbogen

Das Klima in dem nahegelegenen Cottbus ist warm und gemäßigt. Die mittleren jährlichen Niederschlagssummen lagen in Cottbus in den Jahren von 1887 bis 2017 durchschnittlich bei 566 mm (DWD, 2017) und Cottbus gehört daher zum niederschlagsbenachteiligten Gebiet Deutschlands (Leibnitz-Institut für Länderkunde, 2003). Die Jahresmitteltemperatur lag in Cottbus in diesen Jahren bei 9,6 °C (DWD, 2017) und gilt als subkontinental (Leibnitz-Institut für Länderkunde, 2003).

Vegetation und Nutzung im Muskauer Faltenbogen

(Text stark gekürzt aus Hofmann & Pommer, 2005).

Die potentielle natürliche Vegetation in Brandenburg wären unterschiedliche Waldvegetationstypen.

Im Exkursionsgebiet Muskauer Faltenbogen mit geringen Niederschlagsmengen verliert die Rotbuche ihre waldgestaltende Kraft und Hainbuche, Winter-Linde, Stiel- und Trauben-Eiche beigemischt mit Wildobstbäumen sowie Wald-Kiefer bestimmen das Wald-Bildungspotential. Diese Wälder fallen in die Kartierungseinheit Kiefer-Traubeneichenwälder und Kieferwälder (Hofmann & Pommer, 2005, Abb. 23).

Abb. 23: Potentielle natürliche Vegetation auf der heutigen Waldfläche Brandenburgs (HOFMANN & POMMER, 2005).

Die Bewaldung Brandenburgs nach der Eiszeit begann vor ca. 14.000 Jahren. Seit dieser Zeit ist die Wald-Kiefer (Pinus sylvestris) Bestandteil und anfangs auch Bestandsbildner der natürlichen Vegetation und die heutigen als natürlich anzusehenden Laubbaumarten waren erst sehr viel später waldbildend. Ein bedeutender Wandel im Vegetationsbild der Nacheiszeit geschah vor ca. 1.600 Jahren. Durch eine höhere Feuchtigkeit breiteten sich Rotbuchen (Fagus sylvatica) im Norden und Westen und die Hainbuche (Carpinus betulus) im Mittel- und Ostteil in die damaligen Kiefer-Eichenwälder Brandenburgs aus. In der Lausitz trat ebenso die Fichte (Picea abies) auf. Im Mittelalter kam es zu großen Waldrodungen und stärkerer Besiedlung sowie der Umgestaltung des natürlichen Wasserhaushaltes z.B. Mühlenanstau und Entwässerung hydromorpher Naturräume. Vor 200 Jahren begann die forstliche Bewirtschaftung der noch vorhandenen Wälder und die durch Laubbäume zurückgedrängte Kiefer wurde in den Wäldern wieder vorherrschend und macht heute ca. 80 % der brandenburgischen Waldfläche aus.

Die Standortsbedingungen haben in dem Exkursionsgebiet starke anthropogene Veränderungen erfahren. Seit Mitte des vergangenen Jahrhunderts wurde das Gebiet durch Fremdeinträge wie basische Flugaschen und Schwefelverbindungen über die Luft beeinflusst. Vegetationskundliche Untersuchungen haben gezeigt, dass Fremdeinträge in den Kiefernwäldern gravierende Veränderungen im Vegetationsbild und meist anspruchsvollere, mit Stickstoffzeigern angereicherte Vegetationsuntereinheiten erzeugten und haben so potentiale für Kiefer-Eichenwälder statt den reinen Kieferwäldern geschaffen.

Im Süden Brandenburgs wurden die Landschaften durch Bergbau stark beeinflusst. Auf den jungen Kippsubstraten herrschen humus- und nährstoffarme Rohböden vor. Initiale Stadien der Vegetation auf den Rohböden reichen über die Ausbildung von Silbergras (Corynephorus canescens), Echtem Schafschwingel (Festuca ovina) bis zur Sandrohr (Calamagrostis epigejos). Als initialen Gehölze treten Wald-Kiefer (Pinus sylvestris), Sand-Birke (Betula pendula), Aspe (Populus tremula), Robinie (Robinia pseudacacia), Stiel-Eiche (Quercus robur) und Ginster-Arten (Genista spec., Cytisus scorparius) auf.

Der Landkreis Spree-Neiße (Brandenburg) des Exkursionspunktes 8 Felixsee hatte 2015 einen hohen Waldanteil von 45,2 % gefolgt von landwirtschaftlich genutzten Flächen von 35,2 % und 9,7 % Verkehrs und Siedlungsfläche. Im Landkreis Görlitz (Sachsen) des Exkursionspunktes 9 Tagebau Nochten überwiegte dagegen 2015 der Anteil der landwirtschaftlich genutzten Flächen von 44,9 % gegenüber Wald (35,8 %) und hatte 12,1 % Siedlungs- und Verkehrsfläche (Statistische Ämter des Bundes und Länder, 2017).

Kultur- und Industriegeschichte Muskauer Faltenbogen

(Text aus Geopark Muskauer Faltenbogen. 2017)

Nach geologisch bedingter jahrhundertelanger Gewinnung von Ton zur Ziegelgewinnung und Sand für die Glasindustrie wurde im 19. und 20. Jahrhundert im Gebiet des Muskauer Faltenbogens Braunkohle abgebaut. So war z.B. die Stadt Weißwasser vor 100 Jahren in der ganzen Welt als Glasmacherstadt bekannt. Der Braunkohlegewinnung kam jedoch eine besondere Bedeutung zu. Seit 1843 begann die Geschichte des Braunkohleabbaus in diesem Gebiet. Grund war der steigende Brennstoffbedarf der Tuchfabriken, Glaswerke und Ziegeleien in der Region. Der Abbau erfolgte im Tief- und Tagebau. Während der 130-jährigen Geschichte gab es im Bereich des Muskauer Faltenbogens über sechzig Gruben und Abbaufelder. Ende der 1950er Jahre wurde aus ökonomischen Gründen der Tiefbau und Ender der 1960er Jahre auch der Braunkohletagebau der Region Döbern. In der Döberner Region gab es in der ersten Hälfte des 20 Jahrhunderts vier Brikettfarbiken und drei Kraftwerke. Bedingt durch die Lage der abgebauten Flöze haben sich nach Endes des Bergbaus in den Restlöchern nördlich und östlich von Weißwasser auffallend langegestreckte Seen wie z.B. der Felixsee gebildet (Abb. 18). Die Grube am Felixsee (nahe Exkursionspunkt 8: Felixsee) war von 18511930 in Betrieb.

Geologie Muskauer Faltenbogen

Der Faltenbogen bei Bad Muskau ist eine hufeisenförmige Hügelkette, bestehend aus Sand- und Kiesschichten (Abb. 19). Die Entstehung des Muskauer Faltenbogens wird stratigraphisch unterschiedlich erklärt, als: 1. Stauchendmoräne der Elsterzeit, 2. Saalezeitlich glazigen deformiertes Strukturelement der Elsterzeit oder 3. Östliche Fortsetzung des Saalezeitlichen Lausitzer Grenzwalls. Der Muskauer Faltenbogen entstand wahrscheinlich im Ergebnis mehrere Eisvorstöße und in einem polygenetischen Bildungsprozess (Kupetz & Kupetz, 2009; Franke, 2017). Nach der ersten Entstehungstheorie erreichte während des zweiten Vorstoßes der Elster-Eiszeit vor etwa 450.000 Jahren erreichte eine im Verhältnis zur Inlandeismasse der Elster-Eiszeit kleine Eiszunge, etwa 20 km breit, 20 km lang und 500 m mächtig, das Gebiet des heutigen Faltenbogens. Sie stieß dabei schneller als der Rest nach Süden vor. Nach der 1. Entstehungstheorie ist der Muskauer Faltenbogen die am besten untersuchte Stauchendmoräne im nördlichen Mitteleuropa und gilt in der geologischen Fachliteratur als eines der weltweit wesentlichen Beispiele glazialtektonischer Großdeformation.

Ihr Druck verformte und stauchte den Untergrund und presste die verschiedenen tertiären Schichten, u.a. Tone, Sande und Braunkohle, in Form von Falten und Schuppen aus der Erdtiefe an die Oberfläche (Abb.19). Durch die stauchende Wirkung des Muskauer Gletschers wurden die Schichten des Untergrundes gefaltet und verschuppt. Die Braunkohle begann an der Erdoberfläche unter dem Einfluss von Luftsauerstoff und Bodenfeuchtigkeit unter Volumenverlust zu verwittern. Durch diesen Prozess bildet die Erdoberfläche über der verwitternden Braunkohle parallel verlaufenden Senken von 3 m bis 5 m, maximal 20 m Tiefe, 10 m bis 30 m Breite und bis zu mehreren Kilometern Länge, sogenannte Gieser, auf langen Strecken abflusslose Gräben, die entweder mit stehendem Wasser gefüllt oder häufig auch vertorft sind. Auf deutscher Seite ist die gesamte Fläche seit 2003 und trägt seit 2016 den UNESCO Global Geopark Titel (Geopark Geopark Muskauer Faltenbogen. 2017).

Abb.24: Schema der glazigenen Schuppentektonik im Muskauer Faltenbogen. MFH = Miozäner Flözhorizont, PT = Prätertiär (Kupetz, 1996).

Abb. 25: Position bedeutender Eisrandlagen des Pleistozäns in Ostdeutschland (FRANKE, 2017).

Abb. 26: Geologisch-geomorphologische Übersichtskarte mit Exkursionspunkt 8 Felixsee (CEPEK ET AL., 1994).

Böden im Muskauer Faltenbogen

Den größten Flächenanteil haben im Muskauer Faltenbogen terrestrische Bodenbildungen aus pleistozänen Moränen und Schmelzwassersanden.

Weil sandige und schwach lehmige Böden in Brandenburg dominieren trägt das Land das Synonym „Märkische Streusandbüchse“. Ertragsschwache, zu Austrocknung neigende Sandböden treten großflächig dort auf, wo Schmelzwässer Sande hinterlassen haben oder ältere Moränenplatten Decksande tragen, wie in der Niederlausitz. Häufig kommen in diesen Gebieten Dünen vor, die während der Kaltzeiten oder wegen zu starker Waldrodung im Mittelalter gebildet wurden.

Leitbodentypen der periglaziären Oberflächen sind Braunerde, Bänderbraunerde, Fahlerde bzw. Parabraunerde und Pararendzina und Podsole. Bei extraperiglaziären Überformungen sind diese Böden gekappt und durch junge Decken begraben, dort treten Regsole, eisenarme Podsole und Kolluvisole auf. Bei Dünenfeldern sind es Braunerde – Podsole, eisenreiche Podsole und Regosole. Im Muskauer Faltenbogen liegen die durchschnittlichen Ackerzahlen niedrig zwischen 20 und 30 Bodenpunkten, an der Neiße etwas darüber, in den Dünengebieten auch darunter. Fast der gesamte Raum hat eine geringe oder sehr geringe natürliche Bodenfruchtbarkeit und zählt zu den ertragsärmsten in Brandenburgs und Sachsen (Sächsisches Landesamt für Umwelt, Landschaftsökologischer Steckbrief 30, 31; 2013).

Die zentralen Teile des Faltenbogens am Exkursionspunkt 8 Felixsee beherbergen schwach lehmige Standorte, die entweder trockenere podsolierte oder pseudovergleyte Braunerden tragen. Diese Braunerden und ihre Übergangsformen kommen auf 30 % der Fläche vor (Sächsisches Landesamt für Umwelt, Landschaftsökologischer Steckbrief 30, 31; 2013). Sie zeichnen sich durch geringe nutzbare Feldkapazitäten, hohe Sickerwasserraten und geringe bis mittlere natürliche Fruchtbarkeit aus. Auch sie sind bei landwirtschaftlicher Nutzung stark auswaschungs- und winderosionsgefährdet: Im Bereich des Felixsees dominieren Regosole und Lockersyroseme aus Kippsand sowie podsolige Braunerden und Podsol-Braunerden überwiegend aus Sand über Schmelzwassersand. Die Bodentypen am Felixsee sind nachfolgend in der Abb. 22 im Ausschnitt einer Bodenübersichtskarte dargestellt.

Die Muskauer Heide, dem Gebiet am Exkursionspunkt 9 Tagebau Nochten, ist zwischen dem Tagebau Nochten und der Neiße mit sehr armen und trockenen Sandböden ausgestattet. Die Dünen bestehen aus Mittel- und Feinsanden. Auf ihnen haben sich großflächig Podsole (49,4 %) entwickelt, denen hohe Infiltrationsraten, minimale nutzbare Feldkapazitäten und sehr geringe Fruchtbarkeiten eigen sind (Sächsisches Landesamt für Umwelt, Landschaftsökologischer Steckbrief 32, Jahr??). Diese Böden sind nur für die forstliche Nutzung geeignet. Die Podso­lierungs­tendenzen wurden durch die historische Streunutzung (Verwendung der Nadelstreu für die Viehhaltung) noch beschleunigt.

Zwischen dem Dünengebiet, dem Tagebau Nochten und der Stadt Weißwasser senkt sich das Gelände bis auf Grundwasserniveau, weshalb sich verbreitet Niedermoore (4,5 %) und Gleyböden entwickelt haben. Dieses Gebiet zwischen Weißkeißel, Weißwasser und Mühlrose beherbergt wertvolle Moortypen und Nassböden, die durch die Tagebau­entwicklung gefährdet sind. Infolge des hoch anstehenden Grundwassers ist die landwirtschaftliche Nutzung auf wenige Grünlandflächen beschränkt.

Abb. 27: Übersichtskarte der Bodentypen im Exkursionsraum Felixsee (LBGR, 2016).

Tabelle 15 (Erklärungen zu Abb. 27: Übersichtskarte der Bodentypen im Exkursionsraum Felixsee (LBGR, 2016)

Zittauer Gebirge – Übersicht

Abb. 41: Naturräumliche Gliederung der Oberlausitz mit eingezeichneten Exkursionsgebieten: Exkursionspunkt 9 Tagebau Nochten und das Exkursionsgebiet Zittauer Gebirge, rote Punkte (BWK, 2016). Gelb eingezeichnet ist in etwa die Schnittlinie des geologischen Profils aus Abb.16

Das Zittauer Gebirge, das kleinste Mittelgebirge Deutschlands, liegt im Bundesland Sachsen in der naturräumlichen Gliederung Oberlausitz (Abb. 15). Das Gebirge liegt im äußersten Südosten von Ostdeutschland im Dreiländereck. Im Süden grenzt es an Tschechien und im Osten an Polen. Das Zittauer Gebirge ist seit 1958 Landschaftsschutzgebiet. Dieses Gebiet wurde 2007 auf das ca. 133 km2 große Schutzgebiet Naturpark „Zittauer Gebirge“ ausgeweitet.

In diesem Gebiet kreuzen sich jahrhundertealte bedeutende Handelswege („via regia“, Salzstraße), wovon vor allem die Städte von Görlitz bis Zittau profitierten. Im 6. und 7. Jahrhundert wurde das Gebiet vom slawischen Volksstamm der „Sorben“ besiedelt, die deutsche Besiedlung begann erst um 923. Z.T. tritt die sorbisch/deutsche Zweisprachigkeit auch noch heute an Orts- und Straßenschildern auf. Tausend Umgebindehäuser in der Oberlausitz, Polen und Tschechien bilden das größte Gebiet einer einmaligen Volksarchitektur in Europa, die noch aus der Blütezeit der Tuchmacherei und Leinenweberei im 17. und 18. Jahrhundert stammen.

Das Zittauer Gebirge nimmt mit rund 50 km2 eine relativ kleine Fläche ein und bildet den Nordostrand des Böhmischen Massivs. Es hebt sich mit ca. 300 400 m über dem vorgelagertem Zittauer Becken als bewaldeter Gebirgszug ab. Über die Höhen des Gebirges verlaufen die Staatsgrenze zu Tschechien und die Wasserscheide zwischen Nordsee und Ostsee. Die Lausche, der höchste Berg des Zittauer Gebirges, ist mit 793 m der höchste Berg östlich der Elbe. Die bedeutendsten Flüsse sind die in drei verschiedenen Quellen entspringende Spree und als Grenzfluss die Lausitzer Neiße. Das Zittauer Gebirge fällt in die Schutzzone I des Naturparks Zittauer Gebirge mit besonders empflindlichen Landschaftsteilen, die möglichst ihrer natürlichen Eigenentwicklung überlassen bleiben oder naturnah bewirtschaftet werden (Büchner & Scholz, 2011).

Im Zittauer Gebirge herscht ein Gebirgsklima mit Juli-Mitteltemperaturen um 16 °C und Januar-Mitteltemperaturen unter 0 °C (Leibnitz-Institut für Länderkunde, 2003). Die Jahresdurchschnittstemperatur nimmt vom Tiefland mit Werten von 8,5 bis 9 °C zum Kamm des Zittauergebirges mit Werten um 5 °C ab und der Niederschlag steigt von 660 nm im Tiefland auf 900 bis 1000 mm im Jahresdurchschnitt in den Höhenlagen an. Das Klima im Gebirge ist submontan und entspricht in etwa der Höhenstufe 700 1000 in den Alpen. Die Die Schneedeckenhäufigkeit beträgt im Tiefland etwa 30 bis 40 Tage im Jahr und nimmt je 100 m Höhendifferenz um etwa 10 Tage zu. Am Kamm des Zittauer Gebirges treten 60 80 Nebeltage im Jahr auf (Flemming, 2005). Eine Besonderheit des Klimas in der südöstlichen Oberlausitz ist das häufige Auftreten des „Böhmischen Windes“, ein stark böiger Wind aus Richtung Ostsüdost bis Südsüdwest. Das stark gegliederte Relief verursacht große Klimaunterschiede auf kleinstem Raum.

Das Zittauer Gebirge soll als ökologisch wertvoller, reich strukturierter Lebensraum verschiedener seltener oder vom Aussterben bedrohter Arten und als bevorzugtes Urlaubs- und Erholungsgebiet der Region erhalten und entwickelt werden. Fast die gesamte Fläche des Zittauer Gebirges ist Landschaftsschutzgebiet und wird forstwirtschaftlich genutzt. Es dominieren mit 85 % die Nadelhölzer Fichte (58 %), Lärche (13 %) und Kiefer (10 %), denen verschiedene Laubbaumarten wie Birke (6 %), Rot-Buche (3 %) Stiel-Eiche (2 %) und Nadelholz-Ersatzbaumarten (Murray-Kiefer, Japanische Lärche, Stech-Fichte) beigemischt sind. Die Vielfalt der Waldstandorte ist auf Grund der unterschiedlichen geologischen Verhältnisse und ausgeprägten Höhendifferenzen sehr groß und umfasst alle Nährkraftstufen (Büchner & Scholz, 2011). Kräftige Standorte finden sich über Basalt und Phonolith (10 % Flächenanteil) mit Waldmeister-Buchenwäldern, ziemlich arme und arme Standorte treten auf den flächgründigen und exponierten Sandsteinstandorten (15 20 % Flächenanteil) mit Kiefer-Felswäldern mit Bergheiden auf. Dabei lässt sich eine deutliche Zonierung mit wachsender Höhenlage z.B. an der Lausche (791 m) erkennen. Bis in etwa 650 m Höhe ist ein krautreicher Buchenwald ausgebildet, der im Anschluss bis über 700 m farnreich wird. Ab 750 m Höhe tragen Oberhang und Gipfel Buchenwälder, in denen Waldreitgras und wolliges Reitgras als montane Arten auftreten.

Der Anteil der landwirtschaftlich genutzten Flächen liegt im Zittauer Gebirge bei ca. 20 % (Büchner & Scholz, 2011). In den höheren Lagen mit schwierigen Standortverhältnissen haben Feldfutterbau und Dauergrünland Bedeutung. Die Grünlandzahlen liegen zwischen 25 35 Bodenpunkten. Die Bodenverhältnisse und das bewegte Relief bedingen eine erhebliche Erosionsgefährdung.

Das Grundgebirge im Gebiet des Naturparks Zittauer Gebirge wird vom Lausitzer Granodiorit-/Granitmassiv gebildet (Abb. 16). Es ist eines der größten Granitmassive in Europa und entstand durch das mehrfache Eindringen granitischer Magmen in die Erdkruste überwiegend an der Wende Proterozoikum/Frühpaläozoikum (Biotitgranodiorite, Zweiglimmergranodiorite) sowie im tieferem Ordovizium (Rumburger Granit) und Oberkarbon (Granite von Königshain und Stolpen) (Büchner & Scholz, 2011). Das Lausitzer Granitmassiv bildet den geologischen Untergrund und formt auch viele der Hügel und Berge der Oberlausitz. Einige Hügel und Berge enthalten basaltische Gesteine, sie sind Überbleibsel vulkanischer Aktivitäten des späten Tertiärs und des Quartärs (Abb. 16). Im Lausitzer Bergland in der Grenzregion zu Tschechien erreichen die Granit­berge Höhen von mehr als 500 m.

Abb. 42: Blockstreifen aus der Nieder- und Oberlausitz mit Zittauer Gebirge. Lausitzer Granit und Sandsteinformationen nach Wagenbreth und Steiner (1990).

Nach einer langen Hebungs- und Abtragungszeit war der Kern des Oberlausitzer Granitgebietes in der Zeit der Oberen Kreide eine Insel, die der weiteren Abtragung unterlag (Abb. 18, 1). Der dadurch entstandene, oft geröllführende Sand lagerte sich am Rand eines flachen Meeres im heutigen Zittauer Gebirge, in Nordböhmen und in der Elbtalzone in Form der mehrere hundert Meter mächtigen kreidezeitlichen Sandsteinschichten vereinzelt mit Ton- und Kalkschlämmen auf dem granitischen Untergrund ab. Sie verfestigten sich durch diagenetische Prozesse zu Sandsteinen, Kalksandsteinen und Tonmergel. Durch Verwitterung und Erosion entstanden aus den Sandsteinen des unteren Mittelturon Felsformationen, die heute besonders in Umgebung von Oybin und Jonsdorf erhalten sind, z.B. Oybinfelsen oder Kelchstein auf dem Weg nach Lückendorf. Die besonders am Oybinfelsen deutliche hori­zon­tale Schichtung und vertikale Klüf­tung des Gesteins bezeich­net man hier wie im Elbsand­steingebirge als Quader­sand­stein. Eine Ausnahme bildet das Gebiet um Lückendorf. Die hier anstehenden, weichen, leicht verwitternden Kalksandsteine und Tonmergel des oberen Mittelturons bilden die mit Lösslehm bedeckte Lückendorfer Sandsteinverebnung.

Abb. 43: Die Entstehung der Oberlausitz und des Zittauer Beckens (Wagenbreth u. Steiner, 1990).

Die Entstehung der Obrlausitz und des Zittauer Beckens:

  1. Obere Kreidezeit: Sandsteinschichten im Meer neben der Lausitzer Granitinsel
  2. gegen Ende der Oberen Kreidezeit: an der Lausitzer Überschiebung wird der Granit über den Sandstein emporgepresst
  3. Untermiozän: Nach der Abtragung des Gebietes zu einer Ebene ergießen sich Basalt- und Phono­lithlaven über die flache Landschaft; die vulka­nischen Kuppen sind heute als folgende Berge er­hal­ten:

über Sandstein:

  • H Hochwald
  • J Jonsberg
  • B Buchberg
  • L Lausche

im Granitgebiet:

  1. Butterhübel bei Olbersdorf
  2. Steinbusch
  3. Bocherberg
  4. Steinberg
  5. Breitenberg bei Hainewalde
  6. Finkenhübel
  7. Hutberg (6 u. 7 bei Großschönau)
  8. Wiedeberg
  9. Lindeberg (8 u. 9 bei Spitzkunnersdorf),
  10.  Scheibenberg bei Hainewalde
  11.  Spitzberg bei Spitzkunnersdorf

Miozän bis Gegenwart: Das Zittauer Becken sinkt im Miozän ein, es bilden sich Braunkohleflöze; das (relativ) aufge­stiegene Sandsteingebiet wird von Tälern zerschnitten und zum Zittauer Gebirge geformt

Gegen Ende der Kreide­zeit entstand, wie im Elbtal­gebiet, auch hier die Lausi­t­zer Über­schiebung, indem an einer Stö­rungs­zone der Granit der Nord­scholle einige hundert Meter auf den Sandstein der südli­chen Scholle aufgescho­ben wurde (Abb. 18, 2). Diese geologische Störung ist im Elbtal von Meißen bis Pirna und im Elbsand­steingebirge sichtbar. Dabei wurden die Sandstein­schich­ten rand­lich aufgebo­gen, wie man heute noch im Oybintal südlich von Oybin-Niederdorf be­ob­achten kann. Dabei lässt sich für das Gebiet in Tschechien bei Jeschken eine Heraushebung von mindestens 1000 m nachweisen, während auf deutschem Gebiet im Raum Dresden die Sprunghöhe der Kreidebasis bei ca. 500 m liegt (Franke, 2017). Zum Ende der Kreidezeit und in den ersten Zeitabschnitten des Tertiärs wurde die Landschaft von der Abtragung eingeebnet. Die Lausitzer Überschiebung war damals land­schaftlich nicht mehr bemerkbar.

Im Tertiär Mio­zän setzte hier in Analogie zu dem südlich benachbarten Böhmischen Mittelgebirge ein starker Basaltvulkanismus ein, der lokale Quellkuppen und weitgestreckte Deckenergüsse und Schichten vulkanischer Asche (zu Tuff verfestigt) entstehen ließ, auch Zittauer Eruptivkomplex genannt (Abb. 18, 3). Oft kam es durch die im Vergleich zu den umgebenden Gesteinen höheren Verwitterungsbeständigkeit des Basalts zur Reliefumkehr. Diese vulkanischen Gesteine wurden an vielen Stellen noch von nur wenig jüngeren Phonolithvulkanen durchschlagen, die im Sandsteingebiet auch den Hochwald und die Lausche bildeten, die höchsten Berge der Oberlausitz. Der Vulkanismus veränderte durch Hitzeeinwirkung lokal das umgebende Gestein, so entstand ein glasiger, poröser, gehärteter Sandstein, der im Gebiet von Jonsdorf zur Mühlsteingewinnung genutzt wurde. Zudem tritt dort auch säulen aus durch Hitzeeinwirkung gefrittetem Sandstein auf.

Wenig später und durch die Basalt- und Phonolitheruptionen sicher kausal bedingt, hob sich das Zittauer Gebirge, während sich das nördlich angrenzende Zittauer Granit-Becken einsenkte (Abb. 18, 4; Abb. 17). Dieses erfolgte z.T. entlang einer Linie, die von der älteren Lausitzer Überschiebung abweicht, so dass hier Granite noch in höherer Lage zu finden sind. Heute erhebt sich das Zittauer Gebirge etwa an dieser Linie in einer Höhenlage von ca. 350 m über NN um 200 – 300 m über das Vorland. Im sumpfigen, zeitweise überschwemmten Senkungsgebiet des Zittauer Beckens lagerten sich im Tertiär verschiedene Sedimente, vor allem Ton und Sande ab, und es entstand aus der sich dort ansiedelnden Sumpfflora die mächtige Braunkohle. Die daraus entstandenen Braunkohleflöze wurden bis 1992 bei Olbersdorf im Tagebau abgebaut.

Während der Elsterkaltzzeit wurde das Zittauer Gebirge vom Inlandeis errreicht und stellenweise überschritten, wobei die Höhen über 440 m NN eisfrei blieben (Büchner & Scholz, 2011). In den Beckenlandschaften des Gebirgsvorlandes hinterließen Eis und Schmelzwasser mächtige Ablagerungen wie Geschiebelehme verwitterter Grundmoränen, Schmelzwasserkiese und -sande. Die späteren Eisvorstöße der Saale- und Weichselkaltzeit erreichten nur den nördlichen Rand des Gebiets, beeinflussten es jedoch durch die Ablagerung von Löss. Intensive Frostverwitterung, die die heute an einigen Basalt- und Phonolithbergen anzutreffenden Blockhalden entstehen ließ und durch den Prozess der Solifluktion, der nebem dem Bodenmaterial auch Gesteinsblöcke kilometerweit ins Tal transportierte. Durch die Verwitterung und Erosion wurde die Oberfläche der ehemals tertiären Deckenauflagen aus Basalt, Basalttuff und Phonolith in einer Reliefumkehr neu geformt und die Hänge sind von einer mächtigen Decke aus lehmigen Verwitterungsschutt überzogen. Jüngste Abtragungsvorgänge haben die Hochscholle des Sandsteins so zertalt, dass dabei die schroffen Formen des Zittauer Gebirges entstanden. Im Vorland schnitten sich die Flüsse und die Bäche wesentlich weniger tief ein.

Abb. 44: Die Basalt- und Phonolithberge der Oberlausitz; schwarz = Basalt, schraffiert = Phonolith, gestrichelte Linie = Lausitzer Überschiebung, punktiert = Zittauer Tertiärbecken, n. Wagenbreth u. Steiner (1990).

In den Bergbereichen dominieren ca. 0,4 bis 2 m mächtige Gesteinsverwitterungsdecken die durch kaltzeitliche Verwitterungs- und Umlagerungsprozesse entstanden sind. Sie sind in der Regel zweigeteilt. Der untere, skelttreiche Teil der Decken ist deutlich vom Liegenden beeinflusst, er ist über Granit durch Granitgrus und -blöcke, über Basalt durch Basaltschutt und über Schotterkörper durch Sande und Kiese angereichert.

Über dem Kreidesandstein herrschen sehr arme Böden mit geringer Basensättigung vor, die je nach Exposition als Podsol, Podsolranker oder podsolige Braunerde ausgebildet sind (Büchner & Scholz, 2011). In den Felsgebieten und an Steilhängen kommen lokal auch Ranker auf Sandsteinschutt und Felshumusböden vor. Diese Böden zeichnen sich durch eine hohe Versickerungsrate, geringe nutzbare Feldkapazitäten und geringe natürliche Bodenfruchtbarkeit aus. An den Phonolithkegeln haben sich mäßig nährstoffversorgte Braunerden mit mittlerer Basensättigung aus Hanglehm ausgebildet.

Daneben treten bei granitischen Ausgangsteinen Braunede-Podsole auf. An den Mittelhängen setzt der Lösseinfluss ein, so dass sich in dem feinerdereichem Ausgangsmaterial Parabraunerden entwickeln konnten. Durch Hangwasser und Staunässe bedingt, treten an den Unterhängen vor allem hydromorphe Böden auf, z.T. bestehen Übergänge zum Löss bzw. zum Solifluktionslöss.

Auf Decklöss sowie im Zittauer Becken mit mächtigeren Lössablagerungen sind staunasse Böden ebenfalls weit verbreitet, vor allem durch den verdichteten, tonreichen Untergrund. Bei geringmächtigeren Lössablagerungen auf den Sand- und Kiesterrassen sind vernässungsfreie Böden wie Braunerde-Podsole vorherrschend. In den Auen lagern 0,5 1,0 m mächtige Auenlehme auf grundwasserführenden Sanden und Kiesen, so dass Böden mit Grundwassereinfluss im Untergrund typisch sind (Büchner & Scholz, 2011).