In der Literatur der vergangenen Jahrzehnte traten hinsichtlich der Konnektierung der im Gelände erkannten Endmoränenwälle bzw. Endmoränengebiete für den Raum der Uckermark deutlich zwei Grundtendenzen auf.
Einerseits sind bis heute am Verlauf der Pommerschen Endmoräne, so wie er vor mehr als 100 Jahren beschrieben und kartiert wurde (Behrendt 1888, Behrendt und Wahnschaffe, 1888), in keiner der übergroßen Anzahl von Karten und geowissenschaftlichen Arbeiten Zweifel geäußert worden (Markuse, 1982).
Anders steht es um die zahlreichen Rückzugsstaffeln und Eishalte im Rückland der Pommerschen Haupteisrandlage bis in das Gebiet der Rosenthaler Staffel im uckermärkischen Raum, die unterschiedlich interpretiert und eingestuft wurden (Markuse, 1982).
Die maximale Phase des Pommerschen Stadiums (= Pommersche Endmoräne) wird durch die Ortschaften Neuenhagen - Stara Rudnica - Moryn - Babin - Trzcinna - Barlinek bestimmt (Kozarski, 1965).
Nach Süden hin erstrecken sich breite Flächen der Sander (Kozarski, 1965). Der Wall der Pommerschen Moränen besteht aus vielen kleinen Loben. Sie haben sich an den Linien der fossilen Täler entwickelt (Karczewski und Roszko, 1972).
Die Loben an Oder und Weichsel sind an erosionstektonische Senkungen gebunden. Der Oderlobus hat sich in der Senkung an der Linie des fossilen Tals, das NW-SE orientiert ist, entwickelt. Es liegt im Bereich des Szczeciner Synklinoriums. Diese Tatsache erklärt die Asymmetrie des Lobus, der mit seiner Front nach SE gerichtet ist. Längs dieser Senkungsachse verlief der Hauptstrom der Eismassen. Dort hatte der Gletscher die größte Mächtigkeit, der Schmelzvorgang mußte langsamer verlaufen. Deshalb zeichnete sich die Front des Lobus durch größere Stabilität aus, was in der Verteilung der Rückzugsmoränen Ausdruck fand (Karczewski und Roszko, 1972, S. 27). Im westlichen Oderlobus löste sich das Eis schneller von der Pommerschen Haupteisrandlage als östlich der Oder (Liedtke, 1981).
Mit dem Zerfall der Pommerschen Haupteisrandlage kam es zur Herausbildung mehrerer im Gelände nur undeutlich erkennbarer und kurz nacheinander entstandener Eisrandlagen, bei denen die glaziale Serie nur noch schwach ausgeprägt ist (Liedtke, 1981). Kliewe (1972, S. 33/34) erkennt vier solche Eisrandlagen, und zwar:
1 - Angermünder Staffel,
2 - Zichow-Golmer Zwischenstaffel,
3 - Gerswalder Staffel und
4 - Penkuner (= Randow) Staffel.
Folgt man den zeitlichen Einstufungen, die für die synchronen Randlagenbereiche in anderen Gebieten erarbeitet wurden (z.B. Kliewe und Janke 1972, Liedtke, 1975), so ergibt sich ein vergleichenderweise schneller Eisabbau zwischen der pommerschen Haupteisrandlage bei Joachimsthal und der Nordrügener Staffel im Gebiet der Insel Usedom. Die Rückverlegung des aktiven Gletscherrandes um etwas mehr als 100 km Nord-Süd-Distanz in rund 1000 Jahren weist auf eine kräftige negative Eisbilanz hin, die zudem unberücksichtigt läßt, daß Unterbrechungen im Abschmelzvorgang und zeitweilige Vorstöße von Gletscherzungen diesen Prozeß insgesamt etwas verzögerten (Markuse, 1982).
Diese Art des Abschmelzens mit nur unbedeutenden Kälterückschlägen ist charakteristisch für den Zeitabschnitt von der Pommerschen Haupteisrandlage bis zur Mittelschwedischen Eisrandlage (16.000- 11.000 v.h.) (Liedtke, 1981).
Es besteht ein großer Unterschied in der morphologischen Gestaltung und Bildungsdynamik der Frankfurter und der Pommerschen Endmoräne und den zwischen ihnen gelegenen Räumen einerseits und den weichsel-spätglazialen Endmoränen einschließlich ihrer Zwischengebiete andererseits (Kliewe, 1972).
Die auffallendsten Unterschiede zwischen dem Raum südlich der Pommerschen Hauptendmoräne bis zur Frankfurter Hauptendmoräne einerseits und dem Spätglazialgebiet südlich der Rosenthaler Staffel sollen im folgenden geschildert werden (nach Kliewe, 1972).
"Die Pommersche und die Frankfurter Hauptendmoräne besitzen-abgesehen von kleineren, unmittelbar an sie angrenzenden Grundmoränenarealen- ausgedehnte Flächen- und Kegelsander von z.T. großer Mächtigkeit, in die jüngere Rinnnensander eingeschnitten sein können.
Die Hauptendmoränen selbst bestehen auf ausgedehnten Strecken fast ausschließlich aus Sand- und Kiesmaterial; Blockpackungen, die auf aufbereiteten Geschiebemergel hinweisen, treten mehrfach auf.
Es gibt auch Abschnitte, in denen der Sander der Pommerschen Hauptendmoräne ohne deutliche Endmoränenzwischenschaltung im Norden unmittelbar an die Grundmoräne angrenzt.
Bei der Pommerschen Hauptendmoräne lassen sich mehrfach mindestens ein kräftiges Vorstoßstadium mit hohem Anteil an Geschiebemergel und ein zweites, schmelzwasserreiches Nachfolgestadium unterscheiden, das zur weitgehenden Umgestaltung des ursprünglichen Endmoränenbildes und zur Ausbildung mehrerer Sanderphasen führte.
Die weichsel-spätglazialen Staffeln und schwächer ausgeprägten Zwischenstaffeln der Uckermark hingegen entstanden durch z.T. weniger kräftige und stärker reliefabhängige Gletschervorstöße von verhältnismäßig kurzer Verweildauer. Das führte auch dazu, daß die freiwerdenden Schmelzwassermengen wesentlich geringer waren als beim länger währenden Abtauen des Eises an der Pommerschen Hauptendmoräne und Flächensander sowie größere Kegelsander nur ausnahmsweise anzutreffen sind.
Eine weitere Besonderheit einiger weichsel-spätglazialer Randschuttbildungen ist der an ihrem Aufbau weitaus stärker beteiligte Geschiebemergel als bei den Hauptendmoränen.
Die geringeren Schmelzwassermengen, das verbreitetere Auftreten von Geschiebemergel sowie die weitaus stärkere Reliefabhängigkeit und die geringeren Dimensionen der spätglazialen Bildungen im Unterschied zu den Hauptendmoränen lassen den Schluß zu, daß erstere durch kräftige Gletschervorstöße von verhältnismäßig kurzer Verweildauer aufgebaut wurden.
Die kleinsten solcher klimabedingten Oszillationen im Range von Gletscherhalten sind morphologisch nur noch streckenweise auszumachen und gehen in Gebiete über, die im Aussehen einer "welligen Grundmoräne" ähneln.
Der spätglaziale Raum südlich der Rosenthaler Staffel ist durch das Einanderablösen von Gletscherrandbildungen im Range von Staffeln bis zu Gletscherhalten und zwischengeschalteten kleineren Grundmoränenflächen gekennzeichnet. Legt man die von Gross (1958) veranschlagten Zeiträume zugrunde, so dürften die Oszillationsvorstöße nur wenige Jahrzehnte bis Jahrhunderte jeweils gedauert haben.
Durch das klimabedingte schnelle Oszillieren sind auch der geringe Schmelzwasseranfall und das verbreitete Vorhandensein von Resteisfeldern zu verstehen.
Auf Grund des häufigen Vorhandenseins noch relativ mächtiger Resteisfelder im Vorlande der spätglazialen Oszillationen überwiegt unter den nicht gerade häufigen Sandern die rinnenartige Ausbildung von Schmelzwasserbahnen, die meist mehr oder weniger senkrecht zu den Endmoränen zwischen den Resteisfeldern angelegt wurden. Auf den welligen Grundmoränenflächen nördlich von Prenzlau zeugen die zahlreichen gut ausgebildeten Oszüge von einem sehr ruhigen Zerfall des Eises (Bramer, 1959).
Zwischen die Endmoränenzüge des Pommerschen Stadiums auf der westlichen und südwestlichen Flanke des Odergletschers (Feldberg - Alt Temmener und Joachimsthaler Bogen) und dem Stauchmoränenkomplex der Brohmer Berge (Rosenthaler Staffel) schieben sich, um die Ückerseen geschart, mehrere Eisrandlagen mit typischem Stauchmoränencharakter ein (Markuse, 1966).
Ihre räumliche Anordnung von Süd nach Nord im Rückland der Pommerschen Haupteisrandlage entspricht dabei ihrer zeitlichen Aufeinanderfolge (Markuse, 1982, Abb. 1 auf S. 98 und Abb. 4 auf S. 100).
Abbildung 2.2.1.A: Gletscherrandlagen im Stammbecken des Odergletschers (Nord-Süd-Streifen von Mittelusedom bis zum Grimnitzsee bei Joachimsthal, aus Markuse, 1981)
Die Auflösung des zusammenhängenden Eisrandes der Angermünder Staffel leitet im Oder-Stammbecken zweifellos eine neue Etappe der Reliefentwicklung ein. Von nun an vollzieht sich das Geschehen nicht mehr einheitlich im gesamten Stammbecken des Oderlobus, sondern ist eindeutig auf einzelne Teilbecken orientiert (Markuse, 1982).
Die Stagnation des gesamten Eiskörpers als Folge einer großräumigen Klimaschwankung wird begleitet von einem allmählichen Zerfall des Odergletschers in große unregelmäßig aufgebaute Toteisfelder mit dazwischen liegenden Moränendecken und verschütteten Toteiskörpern. Parallel dazu entwickelt sich der Dauerfrostboden (Markuse, 1982).
Der durchgängige und weitgeschwungene Verlauf der einzelnen Großloben, wie er im Zuge der Pommerschen Haupteisrandlage auftritt, wird mit der sich neu formierenden ersten Zwichenstaffel (Angermünder Staffel nach Woldstedt 1936) im Oder-Stammbecken noch einmal erreicht. Der fast parallele Verlauf der Endmoränenzüge der Angermünder Staffel in relativ geringer Entfernung zur Pommerschen Eisrandlage läßt vermuten, daß zwischen beiden Bildungen nur ein sehr kurzer Zeitraum gelegen haben kann (Markuse, 1982).
Die Angermünder Staffel hat östlich der Oder ihre Fortsetzung in der Chojna-(Königsberg/Neumark-)Staffel (Karczewski, 1972). Die Endmoränen der Chojna-Phase hat S. Kozarski (1965) über die Ortschaften Angermünde - Schwedt - Moryn'- Piaseczno - Barlinek erkannt.
Als Reaktion auf kurzzeitige klimatische Schwankungen ist die Bildung von mehreren Gletscherzungen zu verstehen, die sich innerhalb des Stammbeckens entwickelten. Dabei kam es im Raum der Uckermark zu drei gut erkennbaren Eisrandlagenbildungen (Zichow-Golmer Staffel, Gerswalder Staffel, Ücker-Staffel) in deren Zentrum heute der Ober- und Unterückersee liegen (Markuse, 1982).
Die Vorstöße dieser relativ kleinen Gletscherzungen mit nicht allzu großen Eismächtigkeiten übertieften durch ihre ausschürfende Tätigkeit vorhandene Tiefenlinien des Reliefs bzw. wurden in ihrer Bewegungsrichtung durch diese dirigiert (Markuse, 1982).
Durch den kräftigen Vorstoß einer gut ausgebildeten Gletscherzunge wurden die Höhen der Gerswalder Staffel geschaffen (Berendt 1888). Diese Gerswalder Staffel wird in Polen als Mielecin-Staffel bezeichnet (Galon in Gellert und Kliewe, 1972, S. 51).
Bramer bezweifelt allerdings eine genetische Zusammengehörigkeit der Penkuner Eisrandlage (Mielecin-Staffel) mit der Gerswalder Staffel (Bramer in Gellert und Kliewe, 1972, S. 51).
Die Korrelierung der Eisrandlagen bedarf besonders im Bereich der von Marcinek (in Gellert und Kliewe, 1972) als dafür relevant herausgestellten Uckermark, wie Bramer (in Gellert und Kliewe, 1972, S. 51) betonte, noch eingehender Untersuchungen, da der Angermünder Bereich sehr kompliziert ist, und moderne und detaillierte Aufnahmen hier z. Zt. noch fehlen.
Die vorwiegend nach Süd und Südwest orientierte Hauptvorstoßrichtung führte westlich der Ückerseen zu einer sehr guten Ausbildung der Stauchmoränenwälle, die nach Form und Größe die der Pommerschen Eisrandlage in unmittelbarer Nähe bei weitem übertreffen (Markuse, 1969).
Nach den Kartierungen, die Janke und Reinhard (1968) zur Gletscherdynamik zwischen dem Kummerower See und Woldegk vorgenommen haben, läßt sich mit der Gerswalder Staffel am besten die Godeswegener Staffel verbinden (Liedtke, 1981).
Geht man noch weiter westwärts, so gelangt man in das Arbeitsgebiet von G. Richter (1963). Hier werden die eisdynamischen Verhältnisse offenbar noch verwickelter, denn der Eisrand löst sich immer mehr in eine Reihe von entweder langgestreckten tiefen Zungenbecken oder in halbkreisförmige lobenartige Becken auf.
Wo stagnierendes Eis niedertaute, bildeten sich flache Seebecken, in denen stellenweise Bändertone abgesetzt wurden. Als später Teile des niederschmelzenden Eises reaktiviert wurden, reagierten die in den Rinnen gelegenen Eispartien wie Talgletscher, während seitlich gelegenes Eis geomorphologisch inaktiv blieb (Liedtke, 1981).
Im Nordosten wird der Uckergletscher möglicherweise durch einen Randow-Gletscher (Hurtig, 1954/1955) in seiner Aktivität gehindert worden sein (Markuse, 1969).
Klostermann (1968, S. 292) schreibt:"In mehreren hintereinander liegenden, teils übersandeten Stauchungswällen quert die Penkuner Endmoränenstaffel das Randowtal. Sie ist westlich und östlich des Tales nur je etwa 10 Kilometer weit zu verfolgen. Die an dieser Stelle vorhandene Talverengung soll als Schmölln-Grünzer-Gletschertor bezeichnet werden”. Karczewski (1972) aber schreibt: “Die Randzone der Mielecin-Phase verbindet sich von der Westseite des Oder-Lobus mit den Endmoränen der Penkun-Phase (Penkun-Staffel)”.
Die Mielecin-Phase wird durch Prenzlau - Schmölln - Penkun - Widuchowa - Banie - Mielecin - Pelczyce - Bedargowo bestimmt (Karczewski, 1972).
In dieser Phase treten Gebiete der Kamesmoränen mit großen Mengen von Schmelzungsgebieten auf. Die Marginalzone der Mielecin-Phase hat sich auf der sehr deutlichen morphologischen Stufe gebildet und ist die erste Etappe der nach dem Norden hin bestimmt hervortretenden arealen Entgletscherung (Karczewski, 1972).
Einen eigentlichen "Randowgletscher", etwa entsprechend dem Uckertal- oder dem Malchiner-Zungenbecken, hat es nicht gegeben (Klostermann, 1968).
Die Gletscherbahnen liefen auf höherem Niveau, wo sie auch die vom Tal nicht beeinflußte Endmoräne der Penkuner Staffel aufstauchten. Damit begann die Ausbildung des Tales auch nur von den vom Gletscher südwärts fließenden Schmelzwässern (Klostermann, 1968).
Der nächste wichtige Halt des Inlandeises erfolgte an der Rosenthaler Staffel, der der Szczecin-(Stettiner) Staffel als Eisrandlage der Abschmelzzeit entspricht (Karczewski (1968), in Liedtke, 1981, Karczewski und Roszko, 1972). Während man früher angenommen hatte, es handele sich bei Rosenthal um eine überfahrene Endmoräne (Richter 1937, Woldstedt 1955), hat W. Schulz (1965, 1975) den Nachweis erbringen können, daß der zwischen Brohm und Jatznick liegende Stauchmoränenkomplex nicht mehr vom Eis überfahren worden ist und an mehreren Stellen, besonders aber im Osten , Sander in das Vorland entsandte. Außerdem fehlt auch eine Moränenbedeckung über dem Stauchungskomplex, ganz abgesehen davon, daß bei einer Überfahrung auch die Sander mit Grundmoräne überdeckt sein müßten (Liedtke, 1981).
Das gemeinsame Merkmal der Moränen der Sczeciner Phase ist das Auftreten der glaziotektonischen Strukturen mit verworfenem Tertiär (Falten, Schuppen, abgerissene Blöcke) (Kliewe, 1972).
A. Karczewski (1972) unterscheidet unter ihnen alte Strukturen, aus den vorhergehenden Vereisungen, und junge, baltische Strukturen.
Die Rosenthaler Staffel ist mehrfach gegliedert und besteht in relief-günstigen Vorstoßräumen aus einer größeren Zahl selbständiger Teilstaffeln, die sich z. B. in Richtung Brohmer Berge oder Höhengebiet von Höhenbüssow zu breiten, hohen Stauchungskomplexen scharen. Besonders für die Rosenthaler Staffel ist charakteristisch, daß in ihrem Verlauf bis auf wenige Kilometer Breite zusammengedrängte, hohe und reliefkräftige Stauchungsballungen mit Räumen abwechseln, in denen die Bestandteile der Stauchungskomplexe auseinanderfächern, als selbständige Teilmoränen von Grundmoränenflächen durchsetzt werden, und stark an morphologischer Auffälligkeit verlieren (Kliewe, 1972).
Die Scharungsräume der mehrphasig angelegten Rosenthaler Staffel befinden sich entweder dort, wo das präexistente Relief oder noch vorhandene größere ältere Resteisfelder dem vordringenden Gletschereis zu starken Widerstand entgegensetzten. Die spätglaziale Gletscherdynamik war allgemein stark klima- und reliefabhängig: in vorgeprägten Einsenkungen ,z. B. in Vorstoßrichtungen gelegenen präexistenten Tälern, konnte es zur Ausbildung von über den allgemeinen Gletscherrand hinaus vorstoßenden Talgletschern kommen, was nicht nur für die Rosenthaler Staffel belegt werden kann (Kliewe, 1972).
Die Lühnschen Berge bei Rothenklempenow stellen einen nach Westen vorgeschobenen Ausläufer der weiter östlich gelegenen großen Endmoränenzone dar und werden allseits von Einebnungsflächen verschiedener Niveaus umgeben (Bramer, 1964, S. 105).
Klostermann (1968) hat u.a. die bis dann veröffentlichten Arbeiten von Liedtke ausgewertet im Bezug auf die östliche Uckermark. Auf die Seiten 294/295 schreibt er: "Das Pommersche Stadium der Weichseleiszeit besaß kein einheitliches Urstromtal, sondern die Entwässerung ging durch die Frankfurter Rinne und durch das "Rote Luch" zum Berliner Urtromtal. Von Niederfinow aus verlief die Entwässerung nach Westen. Das Eberswalder Urstromtal (im alten Sinne) bestand zwar, aber es war nicht an das Pommersche Stadium gebunden, sondern hat den Abflußweg der Schmelzwässer der Pommerschen Eisrandlage zerstört. Mit Aufgabe dieser Randlage im Oderlobus und der mit Herausbildung der Angermünder Zerfallstaffel verbundenen Klimabesserung taute das in Oder- und Warthebruch liegende Toteis auf eine tiefere Erosionsbasis ab und ermöglichte die Entstehung eines einheitlichen Thorn-Eberswalder Urstromtales. Mit weiterem Austauen des Toteises im Oderbruch wurde der südliche Teil des Randowtales zu einem periglazialen Nebental der Oder. Auch während der Penkuner Randlage seien noch Schmelzwässer nach Süden und über Eberswalde geflossen deren Ablagerungen aber nicht mehr vorhanden seien".
Der Außensaum der Angermünder Staffel besitzt schwach entwickelte Sander, die ihren Abfluß durch die Pommersche Eisrandlage nehmen konnten und Teile des Pommerschen Sanders zerschnitten (Liedtke, 1956/1957).
Eindeutige Entwässerungsbahnen des Zichow-Golmer-Staffels konnten bisher nicht gefunden werden (Markuse, 1969).
Die einsetzenden Abschmelzvorgänge erzeugen besonders im westlichen Vorland der Gerswalder Staffel einen gut entwickelten Sandersaum, aus dem schmale Sanderbahnen abzweigen, die ihren Weg durch ältere Eisrandlagenbereiche nehmen und wahrscheinlich die Havel bzw. das eventuell noch in Funktion befindliche Thorn-Eberswalder Urstromtal erreichen. Im Südosten dient das Becken von Melchow als erstes Sedimentationsbecken für das von den Schmelzwässern mitgeführte Sandermaterial (Markuse, 1969). Der geschlossene und hochgelegene Endmoränenzug der Gerwalder Staffel versperrte den Schmelzwässern der Ücker-Stauchungszone den Weg nach außen. Der ruhige Abschmelzvorgang führte zur Ablagerung von feinsandigen und schluffigen, teilweise auch gebänderten Beckensedimenten bei Lindenhagen, Sternhagen und Schönermark (Markuse, 1969).
Klostermann (1968, S. 294/5) schreibt: "Oder- und Randowtal seien im Pommerschen Stadium subglazial angelegt, danach durch Toteis konserviert worden, betonte Woldstedt (u. a., 1956). In den alten Leitlinien erfolgte nach seiner Ansicht zunächst die periphere und infolge der Durchbrüche nach Norden später die zentripetale Entwässerung. Liedtke (1961) spricht der Randowrinne ebenfalls subglaziale Entstehung zu, die im Spätglazial zunächst glazifluvial, dann aber periglazial-fluvial umgeformt wurde".
Bei Passow führt ein schmales Tal in nordöstliche Richtung vom Randowtal weg. Das Welsetal und dieses trockene Schönow-Tantower Tal sind aber nicht genetisch verbunden gewesen. Die so entstehende Passower Talkreuzung ist eine weitere Eigenart der Randowrinne (Klostermann, 1968).
Liedtke (1981) nimmt an, daß die größere Nebentäler der Urstromtäler schon während die Zeit des Inlandeisbedeckungs geformt worden sind.
Klostermann (1968) faßt Liedtke (1956/57 und 1961) folgenderweise zusammen (auf Seite 295): "Erst als das Mecklenburgisch-Pommersche Grenztal (Demminer-Urstromtal) frei wurde, jedoch aus östlicher Richtung noch immer Schmelzwässer kamen, entstand ein zusammenhängendes Urstromtal. Es verband Netze, untere Warthe, unteres Oder- und Randowtal, führte weiter zum Grenztal und erhielt von Liedtke den Namen "Netze-Randow-Urstromtal". Er setzt die nordgeschütteten Terrassensedimente von Wriezen, Bralitz, Hohensaaten, Schwedt, Blumberg und Bagemühl genetisch gleich, eine exakte Niveauzuordnung vermag er aber nicht zu geben. Für die Terrassenflächen nahm er eine "starke Toteisauflösung" an, die alle subaerisch gestalteten fluvialen Kanten vernichtet habe. Andererseits spricht er selbst aber mehrmals von deutlichen Terrassenkanten und Niveaus. Für die Toteisauflösung kann er keine Beweise erbringen".
Auch die Arbeiten polnischer Untersucher beschreibt Klostermann (1968, Seite 295): "Auf Forschungen polnischer Geologen und Geographen und eigenen Untersuchungen fußend, beschrieb Galon (1961) das "Notec-Warta-Urstromtal". Eine der Hauptstütze für das Gebiet der ehem. DDR war für ihn die Arbeit von Liedtke (1956/57). Seinen sehr umfangreichen Ausführungen ist zu entnehmen: Im Urstromtal befinden sich über dem rezenten Talboden 5 Terrassen sowie einige lokale Übergangsterrassen.
Abbildung 2.3.3.B: Schema der Urstromtalterrassen nach Galon (1961)
|
Terrasstufe nach Galon (1961) |
Umschreibung |
Relative Höhe |
Gefälle |
Bemerkung |
|
V |
Die höchste "Urstromtal"- bzw. "Sander-Terrasse" |
18-20 m |
1:7270 |
|
|
IV |
"Urstromtal-Übergangsterrasse" |
15-22m |
1:6360 |
setzten sich im Randowtal fort |
|
III |
Obere Terrasse |
10-12 m |
1:6000 |
Erst die Obere Terrasse (III) mündet gleichzeitig von Schwedt sowohl ins Gartz-Szczetciner Oderal, als auch ins Randowtal; sie zeigt Bifurkationscharakter |
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II |
jüngere Terrasse |
7-9 m |
Nicht beschrieben |
ausschließlich im unteren Odertal vertreten |
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I |
jüngste Terrasse |
5 m |
Nicht beschrieben |
ausschließlich im unteren Odertal vertreten |
Folglich unterscheidet Galon (1961) drei Phasen in der Entwicklung der Urstromtalterrassen, nämlich:
1) Phase des Urstromtales Notec-Warta-Randow,
2) Bifurkationsphase und
3) Urstromtal-Oder-Phase.
Alle Terrassen deutet Galon (1961) als Erosions- bzw. "erosive-aggrading"-Terrassen. Sein Schema beruht auf morphologischen Kriterien, unterstützt durch strukturgeologische und granulometrische Untersuchungen".
Klostermann (1968) nimmt nach Liedtke (1961) an, daß der Durchbruch der Schmelzwässer durch die Pommersche Hauptendmoräne nach Süden zur Zeit der Angermünder Eisrandlage erfolgte.
Demzufolge könnte der Durchbruch durch die Angermünder Endmoräne zur Zeit der Penkuner Eisrandlage geschehen sein. Dieser Randlage fehlt im Vorland ein eigentlicher flächenhafter Sander. Hier finden sich vielmehr eine Reihe von Rinnen und Osern, die radial in größere Täler führen, deren Erosionsbasis wiederum im Randowtal lag (Klostermann, 1968). Eine Deutung im Sinne von Bramer (1959, 1960, 1963) ist durchaus gegeben: die vor der Endmoräne sich ausbreitenden Toteisfelder erlaubten den Sedimenten des Schmelzwassers nur eine linienhafte Aufschüttung zu Osern (Klostermann, 1968).
Die spätglaziale Talentwicklung im westlichen Bereich des unteren Odertales nach Klostermann (1968) ist in Abbildung 2.3.3.C dargestellt.
Abbildung 2.3.3.C: Spätglaziale Talentwicklung im westlichen Bereich des unteren Odertals nach Klostermann (1968)
Die Schmelzwasserbahn des Randowtales ist zu der Zeit in einem minimalen Talniveau von 40-50 m NN anzunehmen (Klostermann, 1968). Andererseits befindet sich die ‘Eberswalder Pforte’ in einer Oberflächenhöhe von 36-38 m NN, wobei unter mehrere Meter mächtigen Sanden und Kiesen die erodierte Grundmoräne bei etwa 30 m liegt, d.h. ein Abfluß nach Westen kann nur in einem solchen Niveau stattgefunden haben (Klostermann, 1968).
Durch das Bestehen des Schmölln-Grünzer Gletschertores wurde die Penkuner Endmoräne durch die Schmelzwasser des nördlicheren Gletscherhalts durchbrochen. Die möglichen Gefällsverhältnisse sind nicht zu rekonstruieren, wahrscheinlich sind die Schotter bei Niederfinow erst in dieser Phase akkumuliert worden (Gefällsabschwächung) (Klostermann, 1968).
Einer Erosion im Randowtal (tatsächliche Bildungsperiode) steht im Finalstadium des Abflusses über Niederfinow eine entsprechende Akkumulation im Raum Niederfinow-Eberswalde gegenüber. Wegen ihrer fehlenden Relikte ist diese zentrifugale Abflußbahn mit relativ starkem Gefälle, besonders während der Penkuner Eisrandlage, kaum zu präzisieren (Klostermann, 1968).
Beim Rückzug von der Penkuner Endmoräne (das Bagemühler Zungenbecken entspricht der ersten Anlage des spätglazialen Randowtales in diesem Gebiet), schwächte sich das Gefälle zunehmend ab, so daß sich die Schmelzwässer vor dem Rand des Gletschers aufstauten (Rückzug von der Rosenthaler Staffel). Damit kam die zentrifugale Entwässerung zum erliegen, aber dem Rückstau folgend pendelte sich eine Gefällsumkehr ein (zentripetale Abflußbahn) (Klostermann, 1968). Nachdem das Inlandeis bis in das Odermündungsgebiet zurückgewichen war, verlagerte sich der über Eberswalde abfließende, noch immer aus dem Warthetal kommende Schmelzwasserstrom nordwärts in das untere Odertal.
So entstand ein Netze-Randow-Urstromtal (Liedtke 1956/57).
Vermutlich gabelten sich in diese Phase bei Oderberg-Niederfinow und bei Schwedt die Wässer in der Art von Bifurkationen. Im letzteren Raum entstand wohl eine echte Deltabildung: Randowtal, Odertal und das kleine Salveital mit Verlängerung über Nadrensee (Klostermann, 1968).
Für begrenzte Zeit fungierten demnach das Thorn-Eberwalder und das Notec(=Netze)-Oder-Urstromtal in einer Kombination (Klostermann, 1968).
In der Nähe von Blumberg lag der Talboden des Randowtales um 30-35 m über NN (Klostermann,1968).
Auch Brose und Präger (1977, S. 785) bestätigen ein solches Niveau: "Im Randow-Welse-System sind größere Reste einer Terrasse um 28 m NN erhalten, die der ersten, unter der Eberswalder Pforte gelegenen Terrasse des Oderbruchs entspricht. Damit besteht im Bereich des Unterlaufs der Oder und Warthe eine komplette Terrassenfolge, die sämtliche Abflußbahnen nach Westen seit dem Pommerschen Stadium belegt".
Das Netze-Randow-Urstromtal war nur für eine so kurze Zeit in Funktion, bis die Schmelzwässer einen Abfluß über Szczecin fanden (Liedtke, 1981, S. 136). Klostermann (1968) hat deshalb den Vorschlag gemacht, von einem "Notec-Oder-Urstromtal" zu sprechen.
Nach Klostermann (1968) ist als wichtigste Erkenntnis das generelle Gefälle durch das Schmölln-Grünzer Gletschertor nach Norden zu bewerten.
Die rezente Wasserscheide bestand demnach weder im Spätglazial (Terrassengefälle) noch im ausgehenden Spätglazial. Tektonische Verbiegungen und die Annahme periglaziärer Schuttkegel als Anlaß für die spätere Bifurkation werden damit ebenfalls hinfällig (Klostermann, 1968).
Das folgende Schema zeigt die, in Anschluß an die Arbeiten von Liedtke (1961) und Galon (1961), von Klostermann (1962, 1968) kartierten Terrassenflächen im Randow/Welsetal in einem vierstufigen System:
Abbildung 2.3.3.D: Terassen im Randowtal nach Klostermann (1962, 1968)
|
Terrasstufe nach Klostermann (1962, 1968) |
Umschreibung |
Relative Höhe der Terrasse bei: |
|||
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Bagemühl |
Blumberg |
Stendell |
Schwedt |
||
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4 |
Bagemühler Terrasse |
16,5-21,5 |
18-22 |
nicht ausgebildet |
nicht ausgebildet |
|
3 |
Meyenburger Terrasse |
13-16 |
14-17 |
16-17 |
13-17 |
|
2 |
Stendeller Terrasse |
9,5-12 |
10-12 |
12-13 |
10-11 |
|
1 |
Schwedter Terrasse |
6-7 |
7,5 |
8-9,5 |
6-8 |
Klostermann (1968) schreibt zu diesem Schema folgendes: "Aus der Übersicht läßst sich ableiten, daß im Randowtal vier Terrassenniveaus mit Nordgefälle ausgebildet sind." Die Ziffern 1-4 vereinigen die an vielen Stellen gefundenen Stufen, die höchsten (ältesten) Flächen erhalten die "4", die niedrigsten (jüngsten) die "1". Infolge des Gefälles treten verschiedene Niveaus auf, die angeführten Namen mögen davon abstrahieren. Auffallend ist das niedrige Niveau der unteren Stufen im Schwedter Raum. Die Bagemühler Terrasse (4) ist namentlich im nördlichen Talabschnitt verbreitet, einige längliche Inseln markieren die Reste des höchsten nachweisbaren ehemaligen Talbodens. Vielleicht können zwei Flächen unterschieden werden (4a und 4b). Im mittleren Abschnitt tritt die 4.Terrasse nur randlich in kleinen Resten auf, während sie zwischen Passow und Schwedt gänzlich fehlt, wahrscheinlich weil es infolge der einstigen Turbulenz im letzteren Talabschnitt nicht oder nur vorübergehend zur Akkumulation gekommen ist."
Marcinek (1969) nimmt an, daß im Raum Vierraden-Schwedt die vierte Terrasse eine Höhe von etwa 20 m NN haben müßte.
Die Stendeller Terrasse (Stufe 2) bei Schwedt wird auch die "Bifurkationsterrasse" genannt. Auf diese Terrasse ist das Ölverarbeitungswerk Schwedt (EVW) gebaut worden.
Mit weiterem Eisrückzug wurde die Fläche des sogenannten "Haffstausees" (Keilhack 1898), in welchen sich die Schmelzwässer ergossen, größer, und die Erosionsbasis senkte sich ab (Bramer, 1964). Bramer (1966) hat die von früheren Bearbeitern erkannten drei Haffstauseeterrassen auf zehn erweitert, die zwischen +30 m und -6 m NN liegen.
Die obersten Ablagerungen in 30 m NN gehören wohl zu einem autochthonen Stausee, aber ab 20 m NN hat sich das Netze-Randow-Urstromtal in das Becken des Haffstausees ergossen und Abfluß in nordwestlicher Richtung gefunden (Reinhard, 1963, Janke und Reinhard 1968).
Zugleicherzeit gelang es der Rinne des Salvei-Baches nicht mehr, die Wässer über Nadrensee nordwärts abzuführen, bei Tantow wurden sie in Richtung Südwest quasi rückläufig und flossen durch das Tantow-Schönower Tal in die Blumberger Talweitung des Randowtals. Die Talsandablagerungen des Tantow-Schönower Tals liegen um 20 m NN flächenhaft verbreitet mit Gefälle zum Randowtal. Die Sande im östlichen Teil wurden periglaziär z. T. ausgeräumt, da das Salveital der Oder tributär wurde, der westliche Teil blieb als Trockental erhalten (Klostermann, 1968).
Das finale Geschehen im Abfluß über das Randowtal ist gekennzeichnet durch ein phasenhaftes Eindschneiden entsprechend den von Bralitz bis Löcknitz zu parallellisierenden vier Terrassen. Erosion und Akkumulation griffen stark ineinander und gingen mit der Tieferlegung der Erosionsbasis konform (Klostermann, 1968).
Im ausgehenden Spätglazial wird das Randowtal infolge der abnehmenden Wasserführung trocken gefallen sein, während sich das Odertal noch einschneiden konnte. Damit spielte sich abermals Gefällsumkehr ein, die schließlich den durchgehenden Fluß unterbrach (Bramer, 1964). Das südliche Randowtal mit dem Welsetal führte von jetzt an zur Oder, das nördliche Einzugsgebiet entwässerte aber von Schwaneberg an zur Ücker (Klostermann, 1968).
Das folgende Schema bringt die mögliche Gleichsetzung de Randow-Terrassen mit den entsprechenden des unteren Odertales, erstere vier nach Klostermann (1968), letztere zwei nach Liedtke (1961).
Abbildung 2.3.4.E: mögliche Gleichsetzung de Randow-Terrassen mit den entsprechenden des unteren Odertales, erstere vier nach Klostermann (1968), letztere zwei nach Liedtke (1961)
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Terras-stufe |
Gefälle |
Relative Höhe der Terrasse bei: |
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Bagemühl |
Blumberg |
Stendell |
Schwedt |
Hohensaaten |
Neuenhagen |
||
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4 |
Bagemühler Terrasse |
16,5-21,5 |
18-22 |
nicht ausgebildet |
nicht ausgebildet |
30 |
32-33 |
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3 |
Meyenburger Terrasse |
13-16 |
14-17 |
16-17 |
13-17 |
22-26 |
26-27 |
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2 |
Stendeller Terrasse |
9,5-12 |
10-12 |
12-13 |
10-11 |
15-16 |
18 |
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1 |
Schwedter Terrasse |
6-7 |
7,5 |
8-9,5 |
6-8 |
10-12 |
12 |
Klostermann (1968) schreibt zu diesem Schema folgendes: “Die Gefällswerte beruhen auf dem Verhältnis der jeweiligen Neuenhagener zur entsprechenden Bagemühler Terrasse und geben Durchschnittszahlen wieder. In Wirklichkeit ist das Gefälle nach dem Schema zwischen Neuenhagen und Schwedt jeweils am größten, während es im nördlichen Teil wesentlich schwächere Tendenz zeigt. Von der ältesten zur jüngsten Terrasse nimmt das Gefälle um mehr als die Hälfte ab, das heißt, daß die Entwässerung über das Randowtal langsam zur Ruhe kam und sich mehr und mehr ins Odertal verlagerte. Es mag an dieser Stelle hervorgehoben werden, daß sich Morphologie, Aufbau, Lagerung und Zusammensetzung der beiden Terrassenbereiche durchaus ergänzen. Ein Vergleich mit den Terrassen des Vierraden-Szczeciner Odertalabschnittes ist nicht exakt möglich, die Bearbeitung steht noch aus. Das schmale Terrassenband von Blumenhagen bis östlich Heinrichshof-Gartz an der westlichen Talseite ist wohl unserem dritten Niveau (Meyenburger Terrasse) zuzuordnen. Davor liegen tiefere Niveaus, deren Oberflächen teils von Dünen gegliedert werden. Die petrographische Ausbildung unterliegt nach Maudrei (1962) keinem so raschen Wechsel wie im Randowtal.
Südlich von Löcknitz hat H. Bramer (1964 S. 103) drei Terrassenniveaus nachgewiesen, wobei die tiefste ehemalige Talsohle bis 5 m NN eingeschnitten wurde. Die 10 m- und 15 m-Flächen lassen sich weiter nach Südosten in das Randowtal verfolgen.
Das unmittelbar nördlich der Rosenthaler Staffel gelegene und ihr meist parallel verlaufende Grenztal ist das westlichste Glied des Torun-Notec-Warta-Urstromtales und weist u. a. die gleichen Terrassenniveaus auf, wie sie im unteren Odertal und dem Haffstausee vertreten sind (Kliewe, 1972).
Zwischen Schwedt und Vierraden ist eine tiefe Rinne mit Gefälle zur Oder hin erodiert, ihr folgt heute der unterste Lauf der Oder-Randow (Welse) mit den begradigten Mäandern. Die Entstehung muß auf einen Zufluß zur Oder hin im ausgehenden Spätglazial zurückgeführt werden, als ein Süd-Nord-Fließen im Randowtal nicht mehr möglich war (Klostermann, 1968, S. 298).
Die subholozäne Talaue des Welsetales (Greiffenberg-Passow) fällt rasch nach Osten ab. Das Niveau bei der Einmündung ins Randowtal mit etwa 8 m NN entspricht der ‘Schwedter Terrasse’ in diesem Bereich. Die Rinne des Welsetales wird bei Passow durch höherliegende Terrassen (2) eingeengt und nach Norden gerichtet, ein Umbiegen zur Stendell-Schwedter Richtung ist morphologisch und durch Schüttungsmessungen nicht nachzuweisen (Klostermann, 1968, S. 298/299).
Im Holozän wurden einige Kolke und Rinnen mit Schluff, Ton und Seekreidebildungen ausgefüllt, sie belegen das Stadium der Altwässer und Abschnürungen. Die über den limnischen Sedimenten gewachsenen Torfe (Flachmoorcharakter) bis zu 6 m und mehr sind eine Folge des eustatischen Grundwasserspiegelanstiegs im postglazialen Atlantikum (Klostermann, 1968).
Nur wenige Talzüge und Rinnen, die in das Randowtal münden, entwickelten sich im Holozän weiter.
Erst die Besiedlung und wirtschaftliche Erschließung bringt eine stärkere Gleichgewichtsstörung in den Naturhaushalt. Weitflächig kommt es durch die Entwaldung und infolge intensiver landwirtschaftlicher Bearbeitung zur Umlagerung von pleistozänen Lockersedimenten. An den Unterhängen kommt es zur Aufhäufung von Umlagerungsprodukten, die zum Teil erhebliche Mächtigkeiten erreichen können. Verschiedentlich kann das spätpleistozän-periglaziäre Relief durch anthropogen ausgelöste (quasinatürliche) Prozesse verwischt sein. Diese in das jüngste Holozän zu stellende Vorgänge erlangen für zalhlreiche Fragen der Bodengenese und der Landwirtschaft besondere Bedeutung (Markuse, 1969, Chrobok u. a. 1983).