Bachelorarbeit, 2013
48 Seiten, Note: 1.7
Geowissenschaften / Geographie - Geologie, Mineralogie, Bodenkunde
Abbildungsverzeichnis
Abkürzungsverzeichnis
1 Einleitung
1.1 Anlass undZiel
1.2 AktuellerKenntnisstand
2 Naturraumanalyse
2.1 Lage und naturräumliche Einordnung
2.2 Geologie und Relief
2.3 OberflächennaherUntergrund
2.4 Klima und Hydrologie
2.5 Vegetation
2.6 Nutzungshistorie
3 Methoden
3.1 Geländearbeit
3.2 Probenaufbereitung
3.3 Laboranalysen
3.3.1 Bestimmung der Trockenrohdichte
3.3.2 Bestimmung des Porenvolumens
3.3.3 Bestimmung des pH-Wertes
3.3.4 Bestimmung von Kohlenstoffgehalt und organischer Substanz
3.3.5 Bestimmung der Korngröße
3.3.6 Sesquentielle Extraktion von pedogenem Fe, Al und Mn
3.4 Potentielle Fehlerquellen
4 Ergebnis
4.1 Bodenkundliche Beschreibung der Profile
4.1.1 Profil BC-NSW 13A
4.1.2 Profil BC-NSW 13B
4.1.3 Profil BC-NSW 13C
4.1.4 Profil BC-NSW 13D
4.1.5 Profil BC-NSW 13E
4.2 Vergleich der profilspezifischen Ergebnisse
5 Interpretation und Diskussion
6 Zusammenfassung und Ausblick
7 Quellenverzeichnis
7.1 Literatur
7.2 Karten
Anhang
Abb. 1: Das Grundgebirge des Nordschwarzwaldes
Abb. 2: Das Buntsandsteindeckgebirge mit Quellhorizonten
Abb. 3: Jährliche Mittel der Niederschlagssummen im Bereich Vogesen und Schwarzwald
Abb. 4: Lichtbild des Lockerbraunerdeprofils BC-NSW 13 A
Abb. 5: Lichtbild des podsoligen Braunerdeprofils BC-NSW 13B
Abb. 6: Lichtbild des Lockerbraunerdeprofils BC-NSW 13 C
Abb. 7: Lichtbild des podsoligen Braunerdeprofils BC-NSW 13 D
Abb. 8: Lichtbild des Lockerbraunerdeprofils BC-NSW 13 E
Abb. 9: Porenvolumina der untersuchten Verbraunungshorizonte
Abb. 10: Korngrößenzusammensetzung deruntersuchtenVerbraunungshorizonte
Abb. 11: Verlauf der pedogenen Metalloxide innerhalb der LH der aufgenommenen Bodenprofile BC-NSW 13 Abis BC-NSW 13 E
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Der Boden bildet die Schnittstelle aller natürlichen Kompartimente, innerhalb derer Wechselwirkungen von Elementen der Lithosphäre, der Hydrosphäre, der Atmosphäre wie auch der Biosphäre stattfinden.
Aufgrund seiner Funktion als Speichermedium und Versorger pflanzlichen Lebens stellt der Boden ein esentielles Element im Leben der Menschen dar, welches eine Sesshaftwerdung aufgrund gesicherter Nahrungsgrundlage und damit einhergehend im weiteren die Herausbildung von Zivilisation und Kultur ermöglichte.
Diese Lebensgrundlage gilt es zu bewahren. Doch erst durch ein Verständnis für die Prozesse, welche sich an der Pedogenese beteiligt zeigen, ist es möglich auf diese lebenwichtige wie jedoch ebenso knapp bemessene Ressource einwirkende Mechanismen auf ihr Schadenspotential zu bemessen und in der Folge einen entsprechenden Schutz zu gewährleisten.
Diese Ausarbeitung soll entsprechend einen geringen Teil zum Grundverständnis pedo- genetischer Prozesse in Böden darstellen.
Im Bereich des Nordschwarzwaldes konnte speziell an den Hängen von Erhebungen des Grinden- schwarzwaldes bei früheren Geländebegehungen eine hohe Diversität an Subtypen der Braunerde festgestellt werden, unter welchen sich insbesondere ein Boden mit sehr locker gelagerten Oberbodenhorizonten und hoher Tixotrophie bei der Fingerprobe von den zu erwartenden wie auch generalisiert kartierten Bodentypen abgrenzen ließ (vgl. BÜK CC 7910 Freiburg-Nord).
Im Zuge dieser Ausarbeitung sollen ausgewählte Profile des fraglichen Bodentyps in der Region nördlich der Hornisgrinde im Nordschwarzwald eingangs den zumeist verbreiteten Braunerdesubtypen entgegengestellt und über feldbodenkundliche wie auch im Labor erhobene Daten verglichen werden, um signifikante Unterscheidungsmerkmale, welche einen möglichen Aufschluss über die Pedogenese dieser Böden liefern könnten, herauszuarbeiten. Anschließend findet ein Vergleich der fraglichen Bodenprofile über das Erscheinungsbild und die erhobenen Werte mit beschriebenen Bodenprofilen ähnlicher Beschaffenheit und vergleichbarem Ausbreitungsmuster statt, sodass sich auf Grundlage dieser eine Zuordnung innerhalb der Bodenklassifikation mit anschließender Diskussion über die Genese dieses Bodentyps ergibt.
Erstmalig wurde durch Schönhals im Jahre 1957 ein in den Hochlagen der deutschen Mittelgebirge sowie an den Unterhängen der Alpen vorzufindender Subtyp der Braunerden beschrieben, welcher sich insbesondere durch eine ockerbraune Färbung des Oberbodens, eine ungewöhlich hohe Lockerheit des Gefüges sowie trotz einer niedrigen Basensättigung keine Anzeichen einer Podsolierung aufweisend auszeichnet, dessen Genese er auf ein lössartiges Gestein derJüngeren Tundrenzeit und nicht auf allophatische Beimengungen in Gestalt von Tephren zurückführte (Schönhals 1957a: 10ff.; Schönhals 1957b: 385; Brunnacker 1965: 65; Mahr 1996: 21). Erste Beschreibungen eines als typische Lockerbraunerde bezeichneten Bodentyps mit einer dunkel gefärbten sowie hohlraumreichen Hauptlage, welche sich innerhalb äolisch transportierter und teilweise solifluidal akkumulierter Vulkanasche entwickelte, wurden deshalb erstmals durch Stöhr im Jahre 1963 für den Bereich des Hunsrück vorgenommen (Stöhr 1963: 332f.).
Brunnacker diskutiert in den Folgejahren weiter die pedogenetischen Prozesse, welche nicht-allophatische Lockerbraunerden entstehen ließen. Dabei kann er jedoch, zumindest für den von ihm untersuchten Bereich des Bayerischen Waldes, das von Bargon fünfJahre zuvor beschriebene, solifluidal aufgearbeitete Substrat tertiärer Böden oder einen Podsol mit einem denudiertem Eluvialhorizont nur schwerlich nachvollziehen (Bargon 1960: 229; Brunnacker 1965: 65). Eine Entstehungsmöglichkeit für diesen insbesondere in nördlicher und östlicher Exposition sowie in Höhenlagen von etwa 800 - 1150 m NHN auf kristallinem Gestein existenten Bodentypen sieht Brunnacker in der solifluidalen Aufarbeitung des sesquioxidreichen Unterbodens von Podsolen, welcher infolge einer schützenden Firnschicht keiner folgenden Denudation unterlag (Brunnacker 1965: 66ff.). Plausibler scheint ihm jedoch eine rezente Genese der nicht-allophatischen Lockerbraunerde auf Grundlage stetiger Durchfeuchtung des Oberbodens infolge hoher Niederschläge sowie hoher Luftfeuchtigkeit, welche unterstützt durch einen hohen Anteil an organischer Substanz rege Wechsel zwischen Oxidations- und Reduktionsprozessen erwirkt, wobei dieser Umsatz an Metallverbindungen stetige Änderungen der Volumenverhältnisse und eine erhöhte mechanische Verwitterung mit Erhöhung des relativen Anteils an Schluff mit sich brachte, sodass bodenchemische also letztlich bodenphysikalischeVeränderungen hervorriefen (Brunnacker 1965: 74f.).
Die beiden Autoren Meyer und Sakr publizieren im Jahre 1970 weiterhin einige Veröffentlichungen, innerhalb welcher sie sich der Lockerbraunerdegenese aus verwittertem Basalt im Vogelsberg sowie aus Laacher-See-Tephra innerhalb des Westerwaldes sowie des Taunus annahmen (vgl. Sakr & Meyer 1970: 3f.). Sie identifizieren die vulkanischen Gläser, welche leicht zu Allo- phanen verwittern und sodann die Reaktionen der Teilchenoberflächen dominieren, als wesentliche Elemente der Lockerbraunerdegenese (Meyer & Sakr 1970a: 57ff.). Auf diese lassen sich nach Ansicht der beiden Autoren auch die hohen Werte insbesondere des oxalatlöslichen Eisens wie auch des Aluminiums zurückführen, welche infolge ihrer schlechten Kristallisation wiederum hohe Anteile von organischer Substanz adsorbieren können (Meyer & Sakr 1970a: 57ff.; Sakr & Meyer 1970: 44f.; Mahr 1998: 22). In der darauffolgenden Publikation wird daneben auf die hohe Dispergierungs-Resistenz sowie das thixotrophe Verhalten des Substrates bei der Geländeaufnahme hingewiesen, welches in den untersuchten Bodenprofilen weniger infolge des hohen Gehaltes an organischer Substanz und den schlecht kristallisierten Eisenoxiden auftritt als viel- mehr wiederum auf die Allophane und deren regelhaft angeordnetes Plättchengefüge zurückzuführen ist (Meyer & Sakr 1970b: 103).
Im Vogelsberg untersuchte desweiteren Akinci in Vorarbeit zu seiner Publikation aus dem Jahre 1973 Lockerbraunerden, welche aus Verwitterungsprodukten von Basalttuff und Lösslehm hervorgegangen sind und verglich diese mit sauren Braunerden von Standorten, deren Substrat sich im Wesentlichen aus Verwitterungsprodukten des reinen Basalts sowie des Lösslehms zusammensetzt (Akinci 1973: 5ff.). Dabei stellt Akinci neben den hohen Allophangehalten der verwitterten vulkanischen Gläser auch höhere Gehalte an organischer Substanz in den Lockerbraunerden fest, welche er neben der relativ geringen biologischen Aktivität auf die Bewahrung vor einer Remineralisierung durch die Komplexbildung mit Allophanen wie auch mit Sesquioxiden zurückführt (Akinci 1973: 144f.). Ebenso zeigen sich bei den Lockerbraunerden in Relation zu den sauren Braunerden hohe Gehalte der durch sesquentielle Extraktion quantifizierbaren Aluminiumionen, welche ebenso wie die enthaltenen Eisenionen zumeist in organischen Komplexen gebunden vorliegen (Akinci 1973: 158ff.).
Weiterhin beschäftigte sich auch Abo-Rady in den 1980er Jahren mit Lockerbraunerden, welche im hessischen Raum vorzufinden sind, und deren Genese sich aufdie Existenz von Basalttuff sowie anteilig von Tephra zurückführen lässt (Abo-Rady 1985: 231ff.). Er verweist bei den von seiner Seite untersuchten Bodenprofilen, deren Oberboden er zumeist als Kolluvium anspricht, insbesondere auf die hohe Konzentration an Schwermetallen innerhalb des Lockerbraunerdeprofils, welche infolge eines Auftretens von Eisenoxiden und durch die Komplexbildung mit der organischen Substanz resultieren (Abo-Rady 1985: 246f.).
Ab dem Jahre 1991 greift Völkel erneut das Problem der nicht-allophatischen Lockerbraunerden im Bayerischen Wald auf und stellt bei der Untersuchung der pedogenen Oxide innerhalb des Substrats dieses Bodentyps fest, dass insbesondere der oxalatlösliche Anteil des Eisens im Verwitterungshorizont signifikant erhöhte Werte im Gegensatz zu den Braunerden aufweist (Völkel 1991: 878; Völkel 1995: 117f.). Als Ursache dieser werden durch Völkel präholozäne Vorverwitterungsprozesse des Ausgangssubstrats sowie eine mögliche Zufuhr des Eisens durch Lateralfluss diskutiert, wie sie insbesondere von Stahr seit 1979 für den Naturraum des Schwarzwaldes im Sinne der Ockererden diskutiert werden (Stahr 1979: 61f.; Jahn et al. 1994: 133ff.; Völkel 1995: 122f.).
Mahr befasst sich in ihrer Publikation aus dem Jahre 1998 ebenso mit der Entstehung der flächenhaft auftretenden, nicht-allophatischen Lockerbraunerden im Bayerischen Wald und führt diese dabei wie schon Brunnacker auf schlecht kristallisierte Metallverbindungen zurück, wobei für die lockere Lagerung und das stabile Gefüge innerhalb dieses Untersuchungsraumes ihrer Ansicht nach insbesondere der hohe Anteil an Ferrihydritmineralen zu beachten ist, sodass sie entsprechend ihrer Befunde eine Abgrenzung dieser Lockerbraunerden von den vorherrschenden Normbraunerden bei einem Wert von 1 % am oxalatlöslichen Eisengehalt vornimmt (Mahr 1998: 270f.;
Mahr & Völkel 1999: 472f.). Eine Erklärung für die hohen Anteile der schlecht kristallisierten Metalloxide sieht sie zum Einen in einer optisch nicht wahrnehmbaren "Podsolierung im weitesten Sinne" (Mahr 1998: 272), welche jedoch durch den ebenfalls hohen Anteil an organischer Substanz verschleiert wird. Doch hält sie ebenfalls ein Genese der heutigen Lockerbraunerden innerhalb des Substrates einer mesozoisch-teritären Verwitterungsdecke gemäß Bargon für plausibel (Mahr 1998: 276). Denkbar scheint ihr innerhalb ihres zur Erklärung herangezogenen, vielschichtigen Faktorenkomplexes auch eine kleinräumige standörtliche Variation von hydrologischen wie auch klimatischen Faktoren, welche die mikrobielle Aktivität des Bodens maßgeblich beeinflussen, um insbesondere für das Nebeneinander von Lockerbraunerden und Normbraunerden auf identischen Hangpositionen und auf selben Höhenniveau eine Erklärung zu liefern (Mahr 1998: 278; Mahr & Völkel 1999: 475). Eine laterale Zufuhr der Metalle mit dem Hangwasser sieht sie entgegen den Feststellungen, welche von diversen Autoren für den Naturraum des Schwarzwaldes postuliert wurden, jedoch aufgrund des großflächigen Vorkommens der Lockerbraunerde in den Hochlagen des Bayerischen Waldes nicht gegeben, da sich infolge hoher hydraulischen Leitfähigkeit des relativ grobkörnigen Substrates kein gesättigter Hangwasserfluss ergeben würde (Mahr 1998: 274).
Der Schwarzwald, welcher sich östlich des Rheins an der deutsch-französischen Grenze auf dem südwestlichen Gebiet des Bundeslandes Baden-Württemberg erstreckt, bildet mit seiner Fläche von etwa 6000 km2 eines dergrößten Gebirge der Bundesrepublik (Wilmanns 2001: 13). Seine Ausdehnung beträgt von Südsüdwest nach Nordnordost 166 km, wobei über diesen Verlauf hinweg die Ost-West-Ausdehnung dieses Höhenzuges von 30 bis zu einer Breite von 60 km variiert (Wilmanns 2001: 13).
Das gesamte Gebiet, in welchem sich der Schwarzwald befindet, kann der naturräumlichen Großeinheit des Schichtstufenlandes beiderseits des Oberrheingrabens zugeschrieben werden (Wilmanns 2001: 16f.). An seinen westlichen Ausläufern wird der Schwarzwald durch eine Randverwerfung vom Oberrheinischen Tiefland abgegrenzt, an seinen östlichen Ausläufern schließt sich die Region der Neckar- & Täuber-Gäuplatten sowie an seiner südlichen Begrenzung das Hochrheingebiet an (Meynen etal. 1962: 241ff.; Wilmanns 2001: 16f.).
Im Süden gehören dem Gebirge selbst die naturräumlichen Regionen des Hochschwarzwaldes wie auch des Südöstlichen Schwarzwaldes an, im Nordteil ist der Grindenschwarzwald mit den Enzhöhen, zu welchen der Mittlere Schwarzwald das Bindeglied darstellt, von den Schwarzwaldrandplatten und dem Nördlichen Talschwarzwald im Nordosten umrandet (Meynen etal. 1962: 244; Wilmanns 2001: 14f.).
Die Gesteine, welche das prävariscische Grundgebirge des Schwarzwaldes ausbilden, erfuhren bereits seit dem Paläozoikum eine polymetamorphe Umwandlung, wobei die Paragneise, welche aus dem Abtragungsschutt präkambrischer Gebirge entstanden sind, das ältest bekannte Gestein des Schwarzwaldes bilden (Metz 1977: 13; Wilmanns 2001: 25). In diesen hauptsächlich aus Grauwacken, Sandschiefern und Arkosen hervorgegangenen und vermutlich im Algonkium bereits in Tiefen von etwa 15 bis 40 km Tiefe metamorphisierten Sedimentserien drangen innerhalb dieses Zeitalters magmatische Intrusivmassen mit primär granitischer Zusammensetzung empor, welche die Gneise über eine Kontaktmetamorphose veränderten oder durch Intrusion in die geschieferten Bereiche Migmatite ausbildeten (Metz 1977: 13; Wilmanns 2001: 27). In höhergelegenen Bereichen der Erdkruste ereignete sich in diesem Zeitraum zwischen Eruptivmassen und Nebengestein die Genese von schollenartigen Gesteinsverbänden (Metz 1977: 13).
Dieser gesamte Gesteinskomplex erfuhr als Bestandteil des Moldanubikums vor etwa 620 Mio. Jahren schließlich eine mechanische Überprägung im Zuge der assynthischen Gebirgsbildung, woraus im Untersuchungsgebiet in größerem Umfang rezent lediglich am Omerskopf oberflächlich anstehende Para- und Orthogneise hervorgingen, welche erst während der varisci- schen Orogenese und damit einhergehenden magmatischen Vorgängen erneut einer Umwandlung durch die anatektische Aufschmelzung unterlagen (Metz 1977: 13ff.; Günther 2010: 33f.). In dieser Gebirgsbildungsphase, welche sich ab dem Oberdevon in hauptsächlich vier Phasen vollzog, bildeten sich auf tieferem Krustenniveau granitische Magmatite, die infolge einer intrusiven Migration in fremden Gesteinsrahmen begannen auszukristallisieren, wobei lediglich spätorogene Magmatite mit ausgeprägten granittektonischen Charakteristika im Nordschwarzwald vorzufinden sind (Regelmann 1935: 32; Metz 1977: 19ff.). Insbesondere die Kalifeldspat-Großkristalle, welche mehrere Dezimeter in ihrer Ausdehnung aufweisen können, bilden das Hauptmerkmal der regionaltypischen Granite (Metz 1977: 21; Wilmanns 2001: 27). Gründe für diese Ausprägung stellen allgemein die langsame Abkühlung der Gesteinsschmelze sowie insbesondere die Kalifeldspatporphyroblas- tese dar, bei der im Spätstadium der Abkühlung eine Alkalizufuhr in undeformierte Granite erfolgte und entsprechend dieser Piezokristallisation für ein weiteres Wachstum der Kristalle in dem bereits verfestigendem Gestein sorgte (Metz 1977: 21; Wilmanns 2001: 27). Neben den im Nördlichen Talschwarzwald anstehenden Biotitgraniten sind innerhalb des Untersuchungsraumes, wie auf Abbildung 1 auf der nachfolgenden Seite ersichtlich, insbesondere im Grindenschwarzwald Zweiglimmergranite vertreten (Metz 1977: 25; Günther 2010: 40).
In der Epoche des Oberkarbon entstanden mit dem Ende des variscischen Magmatismus eine Vielzahl an Erz- wie auch Mineralgängen, welche aus hydrothermalen Lagerstätten hervorgegangen sind, wobei insbesondere in der Region des Nordschwarzwalds im Bühlertal- und Forbach- granit kurzstreichende, an Eisenerz reiche, Gänge bekannt sind (Metz 1977: 29f.).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 1: Das Grundgebirge des Nordschwarzwaldes (verändert nach Metz 1977: 20).
Ebenso ereignete sich in diesem geologischen Zeitabschnitt die Einrumpfung des Höhenzuges, wobei sich in tieferen Reliefpositionen klastische Sedimente und Abtragungsschutt akkumulierten, bevor mit dem Beginn des Rotliegend eine Bruchtektonik einsetzte, welche eine Zerblockung der Gebirgsrumpfflächen und damit einhergehend eine ausgeprägte vulkanische Aktivität herbeiführte, der auch die Förderung rhyolitischer Eruptivmassen in Form von Tuffen und Ignimbriten zuzuordnen ist (Metz 1977: 30f.; Wilmanns 2001: 25). Mit dem Ende des Perms erschien der Schwarzwald infolge dieser Entwicklungen schließlich in Gestalt einer permischen Abrasionsfläche (Regelmann 1934: 20; Metz 1977: 33).
Diesem Grundgebirgssockel auflagernd kann man in den Hochlagen primär postvariscisch aufgelagerte Sedientgesteine des Buntsandsteins vorfinden, welche im Nordschwarzwald größere Mächtigkeiten als im Südschwarzwald infolge der zeitlichen Variabilität der Ablagerung wie auch der unterschiedlichen Senkung der Teilbereiche des Höhenzuges einnehmen und dem entsprechend eine markante Stufe am Übergang ausbilden, welche speziell im Nordteil des Gebirges ersichtlich ist (Metz 1977: 33; Semmel 1996: 139; Wilmanns 2001: 30). Das sandige wie periodisch auch konglomeratische Substrat, aus welchem die Schüttungen bestanden, unterlag dabei mehrfachen Umlagerungsprozessen in ihrem Abtragungs- wie auch dem späteren Sedimentationsgebiet aufgrund von epirogenen Bewegungen (Metz 1955: 34). Der im Nordschwarzwald im Mittel 50 m mächtige Untere Buntsandstein zeigt sich in einer Folge von roten, violetten sowie weißen und gelblichen Sandsteinen, welche schwach verkieselt wie auch teilweise glimmerführend und mit tonigen Einlagerungen wie frischen oder bereits kaolinitisierten Feldspäten versehen sind und dunkelbraune bis schwarze Konkretionen aufgrund von Eisen-Mangan-Oxiden und insbesondere deren Verwitterungsrückständen aufweisen (Metz 1977: 35f.; Günther 2010: 64). Der Mittlere Buntsandstein setzt sich aus dem geröllführendem Eckschen Konglomerat im Liegenden sowie Hauptkonglomerat im Hangenden zusammen, welchem der geröllfreie Bausandstein von großer Mächtigkeit zwischengeschaltet ist (Metz 1977: 36; Günther 2010: 72). Das rötlich bis violette Ecksche Konglomerat führt in seiner ebenfalls 50 m mächtigen Schichtfolge neben Quarzen vor allem auch granitische Gesteine und zu einem geringen Teil schwarze Kieselschiefer als Geröll (Metz 1977: 36ff.; Wilmanns 2001: 31). Über dem zwischen 100 und 200 m Mächtigkeit aufweisenden Bausandstein mit hellroter bis bräunlichroter Farbgebung folgt das im Mittel 60 m mächtige Hauptkonglomerat, dessen Geröll sich fast ausschließlich aus den lokal als "Gaggerle" benannten Quarzen und minimal aus glimmer- und feldspatreichen Gesteinen zusammensetzt (Metz 1977: 36ff.; Wilmanns 2001: 31). Der Obere Buntsand stein setzt sich wie in Abbildung 2 ersichtlich dem entgegen innerhalb seiner 50 m Mächtigkeit aus einem geringmächtigen und violettfarbigem Karneolhorizont, welcher von glimmerreichem Plattensandstein und abschließend den an wenigen Stellen erhaltenen Rötton mit einer roten sowie teils grünen Färbung überlagert ist, zusammen (Metz 1977: 39; Wilmanns 2001: 30).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 2: Das Buntsandsteindeckgebirge mit Quellhorizonten (verändert nach Wilmanns 2001: 30).
In der Zeit des Jungtertiär erfolgte eine ungleichmäßige Emporhebung der einzelnen Bereiche des Höhenzuges, wobei der Feldberg und folgend die Hornisgrinde die höchstgelegenen Schollen bilden, welche von der senkrecht zur Gebirgsausdehnung verlaufenden Kinzigmulde getrennt werden, deren Buntsandsteinauflagerung mehrere hundert Meter niedriger vorzufinden ist (Metz 1977: 41). Infolge dieses Hebungsprozesses entstand die Schwarzwaldrandverwerfung sowie eine Vorbergzone aus zumeist antithetisch zerblockten Schollen, die dem Schwarzwald überseinen Verlauf hinweg westlich vorgelagert ist (Metz 1977: 41ff.). In Gangräumen, welche sich infolge dieser tektonischen Tätigkeit im Deckgebirge ergaben, bildeten sich hydatogene Mineralgänge aus, die aus einer mit relativ kühler Lösung angereicherten vadosen Zone selektiv durch hydrothermale Erzgänge des Grundgebirges beliefert wurden (Günther 2010: 138ff.; Metz 1977: 42). Im ausgehenden Tertiär bis in das Pleistozän erfolgte zeitgleich zum Hebungsprozess eine Denudation, durch welche der Schwarzwald erneut eine flachreliefierte Landschaft erlangte, welche von breitsohligen Tälern durchzogen war (Metz 1977: 44ff.).
Innerhalb der folgenden Eiszeiten brachte einzig die Würmeiszeit eine ausgedehnte Eisbedeckung auf dem Feldberg wie auch der Hornisgrinde mit sich, deren Gletscherzungen weit in die montane Stufe herab reichten; im Periglazialgebiet der reliefniederen Bereiche unterhalb der Schneegrenze wurde infolge geringen Bedeckungsgrades durch die Vegetation hingegen äolisches Lockergestein vornehmlich alpiner Herkunft akkumuliert (Metz 1977: 46f.; Jahn et al. 1994: 28; Semmel 1996: 135).
Die Böden der höheren Gebirgslagen des Schwarzwaldes sind zumeist aus dem vergrusten Zer- satz des Anstehenden sowie seltener aus groben Bruchstücken des Ausgangsgesteins hervorgegangen, welchem in den Hangbereichen die Basislage folgt, während die darauf auflagernde Hauptlage in ubiquitärer Verbreitung vorhanden ist (Semmel 1993: 47; Jahn et al. 1994: 28). Daneben zeigt sich in den Hochlagen an Steilhängen sowie an Gesteinsausbissen eine Erscheinung, die als Oberlage interpretiert werden kann (Semmel 1993: 47). Punktuell treten zudem vornehmlich im Bereich des Grundgebirges an der Oberfläche auch Felsenmeere und Blockhalden zutage, welche infolge von Wollsackverwitterung und nicht dem Nachbrechen von Gesteinsblöcken, wie es im Bereich des Deckgebirges ersichtlich ist, entstanden sind (Metz 1977: 66f.; Wilmanns 2001: 200). In Bereichen der würmeiszeitlichen Vergletscherung auf der Hornisgrinde sowie an den ostexponierten Hängen der Muldentäler ist der Untergrund hingegen aus Geschiebelehm aufgebaut, dervon einer geringmächtigen Hauptlage überdeckt ist (Jahn et al. 1994: 28).
Innerhalb der Hauptlage sind in Bereichen des ehemaligen Periglazialgebietes relativ geringe Mengen an Lösslehm, welcher aus Fernlöss oder aber auch lokalen Einwehungen generiert worden sein kann, wie auch geringe Anteile der Tephra des Laacher-See-Vulkans vorzufinden (Metz 1977: 46f.; Jahn et al. 1994: 28; Schmincke 2000: 171).
Neben den teilweise im Löss entwickelten Übergangsböden von Parabraunerden zu Braunerden an den Unterhängen des Höhenzuges zeigt in den höheren Lagen des Grundgebirgsschwarz- waldes neben lokaler Vorkommen von Rankern in diversen Varietäten und Syrosemen generell die Braunerde in verschiedenen Ausprägungen die maßgebende Verbreitung; neben Sauer- und Humusbraunerden nimmt dabei insbesondere die mittelgründige Normbraunerde, teilweise mit initialen bis geringfügigen Podsolierungserscheinungen, eine vorrangige Stellung ein (Radke 1973: 18f.; Jahn 1994: 28f.; AG Boden 2005: 215f.).
In den steilhangigen Tälern sowie an den häufig vorzufindenden Quellaustritten am Übergang vom Grund- zum Deckgebirge sind desweiteren lokal beschränkte Subtypen des Gleys vom Quell- über den Anmoor- bis hin zum Hanggley vertreten; ebenere Bereiche können ebenso Stagnogleye und Niedermoore aufweisen (Jahn 1994: 29).
Auf den Hängen des Deckgebirges sowie aus dessen Gestein hervorgegangenen periglazialen Lagen hangabwärts sind hingegen lediglich podsolige Braunerden sowie zum Großteil Podsole in verschiedenen Subtypen verbreitet, da das grobkörnige, feinmaterialarme Ausgangssubstrat und der hohe Niederschlag in Kombination den Prozess der Podsolierung begünstigen (Radke 1973: 18f.). Auf den Hochflächen des Schwarzwaldes hingegen sorgen schließlich entsprechende geologische Verhältnisse aus lehmigem bis tonigem Substrat für einen Wasserstau, sodass sich auf diesen großflächig Stagnogleye und Hochmoore etablieren konnten (Radke 1973: 26f.; Metz 1977: 74; Jahn 1994: 29).
Der Schwarzwald stellt eines der am stärksten durch ozeanische Luftströmungen geprägten Mittelgebirge der Bundesrepublik dar, was durch verhältnismäßig milde Winter wie auch die höchsten Niederschlagswerte im außeralpinen Bereich zum Ausdruck kommt (Metz 1977: 70; Wilmanns 2001: 18). Dies resultiert aus dem Umstand, dass einzig der vorgelagerte Höhenzug der Vogesen die niederschlagsreichen Westwinde vom Atlantik abmildert (Metz 1977: 70; Wilmanns 2001: 18). Wie auf Abbildung 3 auf der nachfolgenden Seite ersichtlich, reichen die Niederschlagssummen im jährlichen Mittel von etwa 1000 mm/a an den Ausläufern dieses Gebirges bis hin zu 2000 mm/a an Kuppen im Nordschwarzwald wie etwa der Hornisgrinde, da westlich dessen die stauende Wirkung der Hochvogesen entfällt und so eine Aufgleitfront entsteht (Metz 1977: 70; Wilmanns 2001: 19ff.). In Höhenlagen über 900 m zeichnet sich dabei neben dem Niederschlagsmaximum in den Sommermonaten ein zweites im Januar eines jeden Jahres ab (Wilmanns 2001: 21).
Die jährlichen Temperaturmittel bewegen sich in einem Bereich von etwa 9 bis 10 °C am Westrand des Schwarzwaldes, wobei sie mit der Höhe auf einen Wert zwischen 6 und 7 °C in den hohen Mittelgebirgslagen um etwa 900 m sinken, bevor sie auf der Hornisgrinde mit 4,9 °C und auf dem Feldberg mit 3,2 °C die niedrigsten Werte im gesamten Schwarzwald erreichen (Metz 1977: 69; Hölzer & Hölzer 1995: 201; Wilmanns 2001: 22).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
(verändert nach Wilmanns 2001: 19).
Kaltluftseen infolge von Inversion bilden sich insbesondere bei starker Ausstrahlung und windstillen Verhältnissen in den durch steile Hänge gesäumten Taleinschnitten aus; die Ausbildung einer nebelreichen Sperrschicht wie auch die Herausbildung von Kammeis in den Böden können sich zudem daraus ergeben (Wilmanns 2001: 22).
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