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)