Paläolimnologische und umweltanalytische

Untersuchungen an Seesedimenten

des Plötzensees und des Schwarzen Sees

(Nord-Brandenburg)

 

Diplomarbeit

 

vorgelegt von

Marc Hackelbörger

 

angefertigt im Geographischen Institut, Fachbereich Geowissenschaften der Georg-August Universität zu Göttingen

 

1995

 








  -------------- > ausgewählte Abbildungen siehe unten













 1        Allgemeine Zielsetzung

 

In vorliegender Arbeit werden mit Hilfe sedimentologischer und geochemischer Untersuchungen zwei Stechkernprofile der nordbrandenburgischen Seen Plötzensee und Schwarzer See charakterisiert.

 

Die Wahl fiel auf Seesedimente, da sie durch die kontinuierliche Akkumulation anorganischen und organischen Materials als "Kehrichtdeponien des Stoffumsatzes" (ZÜLLIG 1956) und als "ausgezeichnete Archive der Vegetations- und Florengeschichte" (WALTER & STRAKA 1970) die Gesamtentwicklung des Reliefs in komplexer Weise (NITZ 1983; BATTARBEE 1991) einschließlich der Umweltverschmutzung am besten widerspiegeln (KEMP et al. 1974; PENNINGTON 1981).

 

Das Hauptinteresse dieser Arbeit liegt zum einen auf der Rekonstruktion der Entwicklungsgeschichte beider Seen und der Besiedlungsgeschichte der Einzugsgebiete und zum anderen auf der vergleichenden Bestandesaufnahme von Schwermetallen im jüngeren und älteren Sediment, um eine zeitliche Entwicklung eventueller Verschmutzungseinflüsse nachzuvollziehen.

Bereits veröffentlichte Untersuchungen von Seesedimenten sollen dabei herangezogen werden, um die Verteilungen der untersuchten Parameter Schwefel, organischer und anorganischer Kohlenstoff, Glühverlust, Karbonat- und Wassergehalt und der Schwermetalle Cadmium, Kupfer, Blei und Zink in den Sedimentprofilen zu interpretieren.

 

 

2        Untersuchungsgebiet

 

2.1      Auswahl und Lage der Seen

 

Für die Auswahl der Seen wurde einerseits nach einem See gesucht, dessen Wasserhaushalt und -chemismus durch anthropogene Einflüsse, wie z.B. agrarisch intensiv genutzte Flächen im Wassereinzugsgebiet, Eingriffe in den Zu- und Abfluß, Eintrag häuslicher Abwässer, etc. nachhaltig beeinträchtigt wurden. Andererseits galt es, zum Vergleich einen unbelasteten  und möglichst naturnahen See zu beproben. Für die Untersuchungen bietet sich das seenreiche Jungmoränengebiet in Nord-Brandenburg an.

Die Wahl fiel auf den 3 km nördlich von Flecken Zechlin (Ortsbezeichnung) im Wald gelegenen Plötzensee und den Schwarzen See am Ort Flecken Zechlin (Abb.1).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 1: Übersichtskarte des Rheinsberger Seengebietes

(verändert nach KRAUSCH & ZÜHLKE 1974)

 

Plötzensee und Schwarzer See sind Bestandteil eines Seengebietes, das den südöstlichen Abschnitt einer weit ausgedehnten Seenplatte im Norddeutschen Flachland bildet ("Ostmecklenburgische Kleinseeplatte", SCHULTZE 1955 in CASPER et al. 1985; "Neustrelitz-Templiner Kleinseelandschaft", HURTIG 1957; "Neustrelitzer Kleinseeland", SCHOLZ 1964; "Seenzone des Nördlichen Landrückens", MARCINEK & NITZ 1973; "Rheinsberg-Fürstenberger Seengebiet", KRAUSCH & ZÜHLKE 1974).

Obwohl die einzelnen Seengebiete der mecklenburgischen und nord-brandenburgischen Seenplatte verschiedener Gebietsgröße geologisch und hydrologisch nicht einwandfrei einzugrenzen sind, wird im folgenden zur Vereinfachung der Begriff "Rheinsberger Seengebiet" für den westlichen Teil des nord-brandenburgischen Seengebietes verwendet. Das "Zechliner Gebiet" (benannt nach dem Ort Flecken Zechlin) umfaßt im folgenden das Untersuchungsgebiet im engeren Sinne.

2.2      Landschaftsentwicklung und Morphographie

 

2.2.1    Einführung

 

Das Rheinsberger Seengebiet ist Bestandteil des norddeutschen Flachlandes, dessen Geologie ausnahmslos von quartären Sedimenten der drei großen Gletschervorstoßphasen des Elster-, Saale- und Weichsel-Glazials, getrennt durch die Interglaziale, gebildet wird (LIEDTKE 1981).

Die an der Oberfläche des Untersuchungsgebietes anstehenden ausschließlich weichseleiszeitlichen Sedimente werden von meist unvollständigen Schichtpaketen älterer Glaziale und Interglaziale unterlagert, da die mit dem kaltzeitlichen Klima einhergehenden exogenen Prozesse die bereits abgelagerten Lockergesteine oftmals erneut ausgeräumten (SARATKA 1969).

 

 

2.2.2    Präquartär

 

In Südwest-Mecklenburg und Nordwest-Brandenburg wird die Grenze zum Liegenden des Tafeldeckgebirges durch die Ingression des Zechsteinmeeres in den mitteleuropäischen Raum gegeben und wurde grundlegend im Verlaufe der mesozoischen Entwicklung in Hebungszonen (älteres Mesozoikum) und Senkungsgebiete (jüngeres Mesozoikum) strukturiert (über das Grundgebirge informierten ausführlich KATZUNG & EHMKE 1993; zum Mesozoikum in Brandenburg s. HUCKE 1922; KÖLBEL 1965; MARCINEK & NITZ 1973).

Im Nordostdeutschen Tiefland sind die Jura- und Kreide-Sedimente unter mehr oder weniger mächtigem tertiären Hüllstockwerk verborgen, das in annähernd kontinuierlicher Entwicklung vorhanden ist und im Untersuchungsgebiet nicht zu Tage tritt (ERKMANN 1955; KUMMEROW 1957; ZENTRALES GEOLOGISCHES INSTITUT 1968).

Der großräumige Senkungsbereich der Mecklenburg-Brandenburg-Senke wird durch zahlreiche Salzstöcke und Salzkissen unterbrochen, wie u.a. durch den Salzstock Zechlin und das Salzkissen Gransee (KATZUNG & EHMKE 1993).

 

2.2.3     Quartär

 

2.2.3.1  Pleistozän: Elster-Glazial, Holstein-Interglazial, Saale-  

             Glazial und Eem-Interglazial

 

Zu Beginn des Pleistozäns (zum Ältest- und Altpleistozän: WOLDSTEDT 1961; LIEDTKE 1981) zog vermutlich aus dem Ostseeraum kommend der erste elstereiszeitliche Hauptstrom des Gletschers quer von Nordosten nach Südwesten durch Mecklenburg und Brandenburg (MARCINEK & NITZ 1973) und hinterließ Geschiebemergel und glazifluviale sowie Beckensedimente, die nach CEPEK (1965) in Brandenburg 200 m erreichen können.

In der nächsten Kaltzeit, nach CEPEK (1967) der "Elster-Vereisung im engeren Sinne", kam es wieder zu einer ausgedehnten Inlandvereisung, die eine Grundmoräne von 40 m Mächtigkeit in Brandenburg hinterließ. Die Zusammensetzung der Elstersedimente hängt stark von dem präquartärem Untergrund ab (zur präquartärer Morphologie: CEPEK 1965, 1967; MARCINEK & NITZ 1973).

 

Nach dem Rückschmelzen des Elster-Eises kam es zur ausgeprägten Warmzeit des Holstein-Interglazials, das durch die bis 40 m mächtige "Holsteinzeitliche Serie" (CEPEK 1965) in Form von limnischen und fluviatilen Bildungen, wie Sande, Mergel, Torfe, Kieselgur und Wiesenkalk (WOLDSTEDT 1958) in zahlreichen Untersuchungen nachgewiesen werden konnte (zusammenfassend in CEPEK 1965; ZENTRALES GEOLOGISCHES INSTITUT 1968; WOLDSTEDT & DUPHORN 1974).

 

Die darauf folgenden Gletschervorstöße des Saale-Glazials, die WOLDSTEDT (1954 in WOLDSTEDT & DUPHORN 1974) in Drenthe- und Warthe-Stadium gliederte (zum Problem der stratigraphischen Unterteilung des Saale-Glazials vgl. CEPEK 1967; EHLERS 1990), hinterließen im Brandenburger Raum eine durchschnittliche Mächtigkeit der durch Tonmergel und Bändertone getrennte Geschiebemergel von ca. 100 m (CEPEK 1967).

 

Auf den Komplex des Saale-Glazials folgte der des Eem-Interglazials am Anfang des Jungpleistozäns. Diese aus wahrscheinlich mehreren Warmperioden zusammengesetzte (EHLERS 1990) 30.000 Jahre andauernde (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974) Warmzeit, zeigte nach bisherigen Vorstellungen im Klimaoptimum 2 - 3°C höhere Temperaturen als heute (MARCINEK & NITZ 1973).

Die meist palynologisch untersuchten Bildungen der Eem-Warmzeit - in Brandenburg und Mecklenburg 33 Vorkommen, darunter Zehdenik, Grüneberg und Neuruppin - sind meist limnischer, seltener fluviatiler Genese und weisen auf einen ähnlichen Vegetationsablauf wie im Spätglazial und Holozän hin (WOLDSTEDT 1958; CEPEK 1965, 1972).

 

 

2.2.3.2  Pleistozän: Weichsel-Glazial

 

Das auf das ca. 40.000 Jahre andauernde und durch Wärmeschwankungen gekennzeichnete Früh- und Mittelglazial folgende Hochglazial der Weichsel-Eiszeit umfaßt den Zeitabschnitt der Inlandeisbedeckung (LIEDTKE 1981).

WOLDSTEDT (1925) gliederte die Gletschervorstöße, die auf einen kleinen Zeitabschnitt des Weichsel-Glazials von 20.000 Jahre b.p. bis 13.750 b.p. in Norddeutschland beschränkt waren (MENKE 1968; MÖRNER 1970), nach morphostratigraphischen Gesichtspunkten in Brandenburger, Posener und Pommersches Stadium. Das Posener Stadium erhielt später die Bezeichnung Frankfurter Stadium.

Die Vorstellungen von SCHULZ (1965) und WOLDSTEDT & DUPHORN (1974: S.49ff., dort weitere Lit.), nach denen die Frankfurter Eisrandlage als Stadium beibehalten wird, werden dieser Arbeit zugrunde gelegt. Die drei Stadien bilden in Mecklenburg und Brandenburg mit ihren Staffeln und der ihnen vorgelagerten Sanderflächen das stratigraphische Grundgerüst der Weichsel-Eiszeit (KLIEWE & JANKE 1972; vgl. HANNEMANN 1969: untergeordnete Stellung der weichseleiszeitlichen Sedimente).

 

Die Brandenburger Eisrandlage südlich Berlins, detailliert in CEPEK (1972), KLIEWE & JANKE (1972) und SCHULZ & WEIßE (1972) dargestellt, entspricht der Maximalausdehnung des weichseleiszeitlichen Inlandeises vor ca. 20.000 Jahren (CEPEK 1965).

 

Die Hauptendmoräne des Frankfurter Stadiums verläuft westlich der Oder über das Barnimplateau im Norden von Berlin zum Plauer See (zum weiteren Verlauf: WOLDSTEDT & DUPHORN 1974). Sie grenzt westlich an das Untersuchungsgebiet und läßt sich von Flecken Zechlin nach Rheinsberg verfolgen, erreicht mehrfach Höhenwerte von über              100 m ü.N.N. (Eichholzberge) und relative Höhenwerte zur östlich anschließenden Grundmoräne bis zu 60 m (Abb.1, 2, 3).

 

Die Ausbildung der "bogenförmig ein- und ausgebuchteten äußeren Randlage" (SCHOLZ 1964) des Endmoränengürtels, die als Satzendmoräne mit nach Osten anschließender breiter Sanderfläche ausgebildet ist (MARCINEK & NITZ 1973: "Ruppiner Platte"), befanden SCHULZ & WEIßE (1972) und BEHRMANN (1959/1960) als Indizien für eine "längere Periode der Stagnation des Inlandeises" zwischen 17.000 - 19.000 Jahre b.p. (OVERBECK 1975). An den inneren Randlagen an den Zungenbecken, hier am tief ausgeschürften Rheinsberger Zungenbecken, tritt die Endmoräne als Stauchungswälle in Erscheinung (SCHNEIDER 1965; KRAUSCH & ZÜHLKE 1974).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 2: Übersichtsblockbild des Zechliner Gebietes

Die mit ARC-INFO (GIS) digitalisierten und interpolierten Höhenwerte (n=1000) für die Profillinienbildung entstammen der Topographischen Karte 2842, Blatt Zechlin. Das dargestellte Relief im Bereich der Seen entspricht der aktuellen Höhe über dem Meeresspiegel ohne Wasserfüllung. A = Kleiner Wumm-See, B = Großer Wumm-See (südlicher Teil), C = Plötzensee, D = Hellengrund (Talung, 65 m ü.N.N.), E = Zechliner See, F = Vogelberg (85 m ü.N.N.), G = Schwarzer See, H = Eichholzberge (111 m ü.N.N.). Die Grundfläche der Übersichtskarte entspricht 0 m ü.N.N. (Entwurf: Marc Hackelbörger).

 

Im Osten schließt sich an die Frankfurter Eisrandlage im Bereich des "Rheinsberger Lobus" (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974) die Grundmoräne an.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 3: Geomorphologische Karte des Zechliner Gebietes

(Entwurf M.Walther).

Sie wurde von geringmächtigen Decksanden durch die Schmelzwässer der im Osten liegenden Fürstenberger Staffel (RHEINHARD 1964 in SCHNEIDER 1965) und Strasener Eisrandlage, vermutlich eine Vorstaffel der Fürstenberger Staffel, verschüttet oder erodiert wurde und taucht steil unter die Beckenablagerungen ab (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974).

SCHNEIDER (1965), KLIEWE & JANKE (1972), KRAUSCH & ZÜHLKE (1974) und MARCINEK (1981 in CASPER et al. 1985) nehmen für dieses Rückland des Frankfurter Stadiums nach der Bildung einiger Endmoränenkuppen durch jüngere Eisrandlagen, darunter der Vogelberg östlich des Schwarzen Sees, einen raschen Eiszerfall und die daraus resultierende Bildung eines breiten Toteisgürtels in dem ausgedehnten Zungenbecken an (s.Kap.2.2.4.1).

 

Das Untersuchungsgebiet kann in folgende geologische Einheiten zusammengefaßt werden (GAGEL 1915):

- sandig-kiesige Ausbildungen, stellenweise kiesig-lehmiger Sand in der Umgebung und nördlich des Plötzensees

- oberflächig entkalkter Geschiebemergel im Bereich des Schwarzen Sees (lemiger Sand - Lehm)

- Sande, zum Teil auf Geschiebemergel östlich des Schwarzen Sees

- Sande, Kiese und Gerölle auf kiesigem Sand westlich des Schwarzen Sees

 

Die Hauptendmoräne wurde nahe Rheinsberg von breiten Talsandflächen unterbrochen (HURTIG 1957: "Rheinsberger Pforte"), die von Schmelzwässern der Fürstenberger Staffel geschaffen wurden. Dieses Schmelzwassertal - Untersuchungen der Eisrandentwässerungen lieferte LIEDTKE (1956/57, 1961 in LIEDTKE 1981) - erstreckt sich weiter nach Süden und mündet in das Obere Rhinluch (MARCINEK & NITZ 1973).

 

Die vom Frankfurter Stadium durch das Blankenberg-Interstadial (CEPEK 1967, 1972; LIEDTKE 1981: 15.000 b.p.) getrennte Eisrandlage des Pommerschen Stadiums, für deren Bildungszeit MENKE (1968) und MÖRNER (1970) ein Alter von 14.800 Jahren b.p. annehmen, vermochte nur die nördlichen Formen des lebhaften Reliefs des Frankfurter Stadiums zu modifizieren (LIEDTKE 1981). Dadurch und aufgrund der Lage direkt an der Endmoräne des Frankfurter Stadiums ist grundlegend die Ablagerungszeit der Sedimente im Untersuchungsgebiet eingegrenzt.

Die Mächtigkeit des gesamten Quartärs beträgt im Zechliner Raum ca. 100 m, südöstlich von Rheinsberg verringert sich die Mächtigkeit beträchtlich (ZENTRALES GEOLOGISCHES INSTITUT 1968).

 

 

2.2.3.3  Spätglazial und Holozän

 

In der Spätglazialzeit, im Zeitraum vom Rückzug des Eises vom Pommerschen Stadium (OVERBECK 1975: ca. 14.000 b.p.) bis zum Rückzug der Moränenzüge des Salpausselkä (WOLDSTEDT 1961: ca. 10.000 b.p.), überprägten periglaziäre Prozesse die glazialen Oberflächenformen des Untersuchungsgebietes.

 

Genügend Hinweise auf periglaziäre Prozesse im Jungmoränengebiet, wie z.B. solifluidale Fließerden, Frostspalten, periglaziäre Trockentäler und Dünenbildungen sind in SCHULZ (1967), HENNING (1973) und zusammenfassend in LEMBKE (1972) und WOLDSTEDT & DUPHORN (1974) beschrieben.

So führte die spätglazial-ältestholozäne Austauphase, in der das Klima im Bölling- (11.900 - 12.250 b.p.) und Alleröd-Interstadial (10.950 - 11.750 b.p.) den Dauerfrostboden reduzierte (LIEDTKE 1981), zur " Regeneration des glazial angelegten Reliefs" (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974) bis zum Ende des Kälterückfalles der Jüngeren Tundrenzeit (10.000 - 10.950 b.p.). Die postglaziale Erwärmung löste den Dauerfrostboden vollständig auf (LIEDTKE 1981) und die damit verbundene sich rasch ausbreitende Walddecke dezimierte kräftigere morphodynamische Prozesse stark (MARCINEK & NITZ 1973). In dieser Zeit bildete sich das heutige Flußsystem in mehreren charakteristischen Phasen aus den "chaotischen" Abflußverhältnissen heraus (MARCINEK & BROSE 1972; HENNING 1973).

 

 

 

 

 

 

 

2.2.4    Allgemeine Entwicklungsgeschichte der Seen

 

2.2.4.1  Ausbildung der Seebecken

 

Die Mecklenburgische und Nord-Brandenburgische Seenplatte

 

Die zahlreichen Seen der Mecklenburgischen und Nord-Brandenburgischen Seenplatte, deren durchschnittliche Breite 200 - 300 m beträgt und die häufig Wassertiefen um 8 m aufweisen, erfüllen einen großen Raum zwischen der Frankfurter und der Pommerschen Eisrandlage.

Der großräumige Seen- und Moorreichtum wird im Zusammenhang mit der Abspaltung eines breiten Gürtels stagnierenden Eises unterschiedlich großer Mächtigkeit während der etappenhaften Zurückverlegung des Inlandeisrandes vom Frankfurter Stadium beschrieben (MARCINEK & NITZ 1973; LIEDTKE 1981; MARCINEK 1981 in CASPER et al. 1985). GALON (1972) bezeichnete diesen Vorgang als "subaerische Enteisung", dessen Prozesse nach NITZ (1983) in der "Niedertauphase" nach der eigentlichen "Anlagephase", der primären Ausformung der Becken durch Exaration und Schmelzwasserwirkung (s.u.), zusammengefaßt wurden (vgl. MARCINEK & BROSE 1972; CHROBOCK et al. 1983). Im weiteren Abschmelzprozeß wurden die in den Senken noch vorhandenen Eisreste nachfolgend von jüngeren Sandern um- und verschüttet.

 

Nach einer Unterbrechung des Abschmelzprozesses während der Ältesten Tundrenzeit (CHROBOCK et al. 1983; NITZ 1983: "Konservierungsphase"; MARCINEK & BROSE 1972: "Beckenerhaltung") erfolgte mit dem vollständigen Austauen des Toteises ein Nachsacken der Sanderdecken, nach GALON (1972) die zweite Enteisungsphase ("unterirdische Enteisung"), nach NITZ (1983) die "Tieftauphase" in der Zeit zwischen dem Bölling-Interstadial und dem Frühholozän. Es konnten in zahlreichen der steilen Hohlformen, die gegenwärtig oftmals Hänge von 25° - 30° Neigung aufweisen, Grundwässer eintreten und damit die Seen gebildet werden (LIEDTKE 1981; CHROBOCK et al. 1983; NITZ 1983; MARCINEK 1994).

 

Diesen Austauprozeß, der sich nach älteren Meinungen nur bis zum Alleröd, nach CHROBOCK et al. (1983) und NITZ (1983) bis ins Präboreal und nach SUCCOW (1987 in PROFT & KREY 1990) sogar bis in das Boreal (8500 b.p.) hinzog, stellten PACHUR & RÖPER (1987) anhand Berliner Seen ausführlich dar.

Entgegen dieser mehrmalig aufgeführten längeren Wirkung des Toteises bei der Becken- und Rinnen-"Formung" diskutierten PACHUR & RÖPER (1987: S.57ff.) bezogen auf das Haveltal ein schnelleres Abbauen des Eises im Spätglazial, bedingt durch den Kontakt mit fließendem Wasser (Wärmeaustausch).

 

 

Das Rheinsberger Seengebiet

 

Das Untersuchungsgebiet im engeren Sinne ist nach BEHRMANN (1949/1950) und KLIEWE & JANKE (1972) in Anlehnung an WOLDSTEDT (1923 in WOLDSTEDT 1952; 1926), der damals die weichseleiszeitlichen Rinnen noch als subglaziär erosiv angelegte und durch Toteis konservierte Formen ansah, Bestandteil des "Rheinsberger Seenbaumes" (BEHRMANN 1949/1950). Der Begriff wird in der Seenanordnung in Abbildung 1 deutlich.

Charakteristisch sind die langgestreckten Formen der Talungen (LIEDTKE 1981) und das "fächerförmige System" (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974) bzw. die "netzartige Anordnung" zu Seenketten (GRUBE 1983), die sich an einem Punkte am ehemaligen Gletscherrand vereinigen, in diesem Fall zur "Rheinsberger" Pforte" (HURTIG 1957).

Demgegenüber steht die Meinung, der zufolge die Gletschererosion die Hauptarbeit bei der Entwicklung der Rinnen gespielt haben soll (WOLDSTEDT 1952; GRIPP 1975; GRUBE 1983). Neben weiteren Vorstellungen zur Enstehung der Rinnen (Literaturangaben in LIEDTKE 1958 und GALON et al. 1983) schlägt unter anderem WOLDSTEDT (1961) die kombinierte Entstehungsursache vor.

 

LIEDTKE (1958, 1981) differenziert die Genese der Rinnen nach deren Ausbildung. Er betont einerseits die Verschiedenartigkeit der Entstehung der Becken, die Polygenetik von Seenkomplexen und vereinzelten Seen und andererseits die von BÜLOW (1952 in LIEDTKE 1958) wahrscheinlich gemachte Klassifizierung aller Depressionen im glazial geformten Relief als "Toteisseen".

Für die meisten Vertiefungen im betrachteten Gebiet nehmen auch KRAUSCH & ZÜHLKE (1974), MARCINEK (1981 in CASPER et al. 1985) und KREY & KLOSS (1990) eine Konservierung der Depressionen durch Toteis an, wodurch auch die steilabfallenden Ufer und die Uferterrassen gebildet wurden (Stillstandsphasen im Abtauprozeß).

 

Plötzensee

 

Bei der Einzelbetrachtung des seenahen Reliefs des Plötzensees zeigt sich, daß die westlich und östlich des Sees angrenzende Talung, deren Form sich auch in der Oberfläche des Seebodens widerspiegelt (s.Kap.2.4.2, Abb.5), für eine Anbindung des Sees an eine West-Ost verlaufende, eventuell subglaziäre Schmelzwasserrinne sprechen.

Da die direkten Prozesse, welche das relativ kleine Becken des Plötzensees anlegten, in der Literatur nicht beschrieben werden, kann der Plötzensee nach LIEDTKE (1958, 1981), MARCINEK & NITZ (1973) und MARCINEK (1981 in CASPER et al. 1985) als "Kombinationssee" bzw. "kombinierter Beckensee" - durch Rinnenbildung, eventuell Eisschurf, Überschüttung und Austauen von Toteisresten gebildet - angesprochen werden. Dies entspricht dem Beckentyp der "deuterogenen Becken" (NITZ 1983 bzw. CHROBOCK et al. 1983: "latente Beckenschaffung").

 

Schwarzer See

 

Aufgrund der rundlichen Form, der wahrscheinlich genetischen Beziehung zur Endmoräne des Frankfurter Stadiums und der an der Oberfläche anstehenden Geschiebemergel (Abb.3, 4, 8) ist der Schwarze See nach der Seentypisierung von LIEDTKE (1958, 1981) in die Kategorie der "Zungenbeckenseen" zu stellen (CHROBOCK et al. 1983: "akute Beckenschaffung" bzw. NITZ 1983: "protogene Becken").

Das Becken, das gegenwärtig eine Wasserspiegelhöhe von 56,1 m ü.N.N. aufweist, war nach Angaben von KRAUSCH & ZÜHLKE (1974) bis zum Kanalbau (s.Kap.2.4.3) durch eine kleine Rückzugsstaffel (Vogelberg, 84,9 m ü.N.N., Abb.4) vom Zechliner See abgeschnürt, an dem sich zwei Rinnensysteme vereinigen.

Im Interpretationskapitel dieser Arbeit ist zu diskutieren, inwieweit diese Erklärungen der Seebeckenausbildung auf die untersuchten Seen zu projizieren, berichtigen oder zu erweitern sind.

 

 

2.2.4.2  Seebeckensedimentation

 

Nach dem endgültigen Austauen des Toteises setzten Vorgänge ein, die wieder auf die Füllung der Becken hinarbeiteten (NITZ 1983; CHROBOCK et al. 1983: "Verlandungsphase") und die im folgenden grundlegend geschildert werden.

 

Die Klassifizierung der limnischen Sedimente nach MERKT et al. (1971) bildet die Grundlage der Benennungen der Mudden. Der niederdeutsche Begriff "Mudde" (organische Süßwassersedimente) wurde von WEBER (1902 in OVERBECK 1975: S.82ff., dort Auflistung früherer Seesedimentbenennungen) geprägt.

 

Mit dem Einschwemmen und Umlagern von Kiesen, Sanden, Schluffen und Tonen (Limnominerite: Seesand, -ton und -schluff) durch mechanische Vorgänge verschiedenster Intensität und Art (periglaziäre Prozesse) begann meist im Spätglazial die Auffüllung von Seen und Senken. Infolge der Klimaeinbrüche des Spätglazials während der Dryas II- und Dryas III-Schwankung (Übersicht in OVERBECK 1975: S.392: Tab.25, S.666: Abb.262) und der regional unterschiedlichen morphographischen Voraussetzungen trat keine allgemein typische Limnomineritsedimentation ein, wie zahlreiche Untersuchungen von Seesedimenten zeigten (z.B. Basissequenzen Berliner Seesedimentkerne in PACHUR & RÖPER 1987: S.45, S.49, S.57).

Die Dominanz der Ablagerung mineralischen Materials konnte auf der anderen Seite schon während spätglazialer Wärmeschwankungen von Bildungen autochthoner, organogener Mudden in relativ früh wassergefüllten Senken teilweise oder vollständig abgelöst werden (vollständig z.B. BERGLUND 1971: organogene Muddenbildung seit Beginn des Bölling-Interstadials, Björkeröds Mosse - S-Schweden).

 

Die endgültige Füllung der Niederungen mit Wasser erfolgte während des postglazialen Meerespiegelanstieges und des damit verbundenen binnenländischen Grundwasseranstieges (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974) oder schon früher durch stauende Schichten an der Beckenoberfläche, über denen sich lokale Wasserkörper ausbildeten (MENKE 1987; JUNG 1990).

Auf erhebliche Seespiegelschwankungen während dieses größeren Zeitbereiches zwischen der Jüngeren Tundrenzeit und des jungen Teils des Atlantikums, insbesondere als Folge eines erschwerten Abflusses der Senken und Niederschlagsschwankungen, machte schon THIENEMANN (1932 in FIRBAS 1949) aufmerksam. Spätglaziale Fluktuationen der Seespiegel wurden von DIGERFELD (1971 - 1975 in BERGLUND 1986) am Beispiel schwedischer Seen ausführlich dargelegt und eine eventuell allgemeingültige Wasserspiegelhebung während des Atlantikums in BOEHM-HARTMANN (1973: S.348ff.) diskutiert.

 

Die allgemein zunehmende klimatische Gunst am Ausklang des Spätglazials führte mit ihrer Wirkung auf die Tier- und Pflanzenwelt und zugleich auf die Reduzierung der morphodynamischen Prozesse zur Ablagerung limnischer Mudden verschiedenster Zusammensetzung und Sedimentationsraten in den Depressionen (Vergleiche von Sedimentationsraten verschiedener Seen u.a. in ERLENKEUSER & WILLKOMM 1970 in LIEDTKE 1981; WETZEL 1970).

 

Meist bestehen die Mudden aus autochthonem Plankton, das teils pflanzlicher - zum größten Teil Stoffwechselprodukte aus der assimilierenden und zehrenden Tätigkeit von Mikroorganismen - und teils tierischer Natur - organische Überreste des Planktonvegetation und der heterotroph im Schlamm lebenden Organismen - ist (Limnohumite: Lebermudden) und nach der Akkumulation auf dem Seeboden durch die schlammfressende Kleinlebewelt verwertet wird (ZÜLLIG 1956; MÜCKE 1993).

Das schnelle Auffüllen flacherer Senken mit zum Teil auch gröberem organischen Material führt zur Entfaltung einer höheren Pflanzenwelt im Seebeckenbereich (Feindetritus-, Grobdetritus- und Torfmudden). Es kommt unter bestimmten Voraussetzungen zur Bildung von Mooren (WOLDSTEDT 1958). Die früheste Torfbildung (Niedermoortorf) setzte nach OVERBECK (1975) im Alleröd ein. Die großflächige, topogene Vermoorung begann im frühen Atlantikum um 7000 Jahre b.p. (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974; OVERBECK 1975).

 

Neben der Ablagerung autochthoner, organischer Substanz dominieren graue Kalkmudden (Limnominerite: auch Seekreide, Kalksapropel) im Sediment einiger kalkreicher und meist mesotropher bis leicht eutropher Gewässer (KOSCHEL et al. 1983, 1987). Sie werden gebildet durch biogene (ROSSKNECHT 1980; STABEL 1986) und physikochemische (BRUNSKILL 1969) Entkalkung des Seewassers und Festlegung des Calcits im Sediment (chemische Grundlagen in ROSSKNECHT 1977: S.36ff.; umfangreiche Literatur in TERLECKY 1974; KÜCHLER-KRISCHUN 1990).

Helle Calcitlagen bilden im Wechsel mit dunkleren Schichten anderen Sedimentinhaltes (organisches Material, Eisensulfide und -hydroxide) feinlaminierte Rhythmite (FÜCHTBAUER 1988: S.841ff.: zyklische Wechsellagerung). Deren Vorkommen und mögliche Bildungsbedingungen (Jahreszyklus) legten BERGLUND (1986: S.343ff.), PACHUR & RÖPER (1987: S.61ff.) und FÜCHTBAUER (1988: S.880) ausführlich dar.

 

Weiterhin konnte während des Vorganges der Beckenfüllung gelöstes und partikuläres, allochthones, anorganisches (mineralischer Detritus, Phosphat, etc.: Limnominerite) und organisches (Staub, organismischer Eintrag wie Pollen, Bestandsabfall und Insektenleichen, etc.: Limnohumite) Material je nach Eintragsbedingungen mehr oder weniger in die Seen äolisch, fluviatil und durch chemische Erosion via Grundwasser und Interflow und der Zuflüsse natürlich oder "quasi natürlich" (MORTENSEN 1954/1955) eingetragen werden (MACKERETH 1965, PENNINGTON 1981).

 

Diese zusätzlichen Einträge stellen bezüglich des Nährstoffhaushaltes allgemein in eutrophen Seen einen Faktor dar, der zu vernachlässigen ist, während sie in oligotrophen oder flachen Seen wegen ihrer relativ geringen Konzentrationen an Wasserinhaltsstoffen eine wichtige ökologische Rolle spielen (CASPER et al. 1985: 404ff.).

 

Einen hervorzuhebenden äolischen Prozess stellt die Akkumulation des Laacher Bimstuffes dar, der in den Sedimenten im Bundesland Brandenburg bis zu einem Millimeter Mächtigkeit erreichen kann (MÜLLER 1959, 1965; PACHUR & RÖPER 1987: S.44ff.). Die Schicht ist aufgrund des einmaligen Eruptionsereignisses ein stratigraphischer Marker, dessen Ablagerungszeit auf ca. 11.300 Jahre b.p. festzusetzen ist (STRAKA 1975 in SCHMIDT 1987). Eine Auszählung von Warven (Meerfelder Maar - Westeifel) ergab eine Ablagerungszeit des Laacher Bimstuffes vor 11.224 Jahren (ZOLITSCHKA 1988).

 

Der relativ junge Input zivilisatorischer Art in die Seen wird in Kapitel 2.4.3 behandelt.

 

Zusammenfassend ergibt sich, daß eine Vielfalt miteinander in Beziehung stehender bio- und geochemischer Prozesse die Art und Zusammensetzung von Seesedimenten ganz entscheidend beeinflußt. Dabei ist das Wechselspiel der Prozesse, das die Sedimente prägt, sehr komplex, was allgemein in der Diversität der in der Literatur beschriebenen Seesedimentkerne zur Geltung kommt.

Im Interpretationskapitel soll auf einzelne, im Vordergrund stehende Prozesse näher eingegangen und mit weiteren Untersuchungen beispielhaft belegt werden.

 

 

2.3      Klima

 

Der nord-brandenburgische Seenbezirk ist durch das "Mecklenburgisch-Brandenburgische Übergangsklima" (HURTIG 1957) gekennzeichnet. Die maritimen und kontinentalen klimatischen Unterschiede machen sich großräumig sowohl von Norden nach Süden, als auch von Nordwesten nach Südosten bemerkbar.

Weithin geben lokale Einflüsse (Anwesenheit der zahlreichen Seen, Morphographie) den Mittelwerten verschiedener Stationen in Brandenburg und Mecklenburg ein besonderes Gepräge.

 

Im untersuchten Raum beträgt der Jahresmitteltemperaturwert 8°C, wobei die Mitteltemperatur des Juli 18°C, die des Januars -1°C ist. Die durchschnittliche Jahresamplitude liegt mit 18,6°C deutlich höher als in Nord-Mecklenburg (17,5°C). Der Übergang zur Kontinentalität wird durch durchschnittlich 26 Eistage, 102 Frosttage, 24 Sommertage und 3 heiße Tage im Jahr angezeigt. Die tieferen Lagen der Seenplatte sind infolge der Eis- und Frosttage durch Ausstrahlungsfröste gefährdet. Zwischen Dezember und März treten häufig Temperaturen unter -10°C auf, selten unter -20°C.

 

In Nord-Brandenburg sind Mai, Juni und September die wolkenärmsten Monate               (ca. 7 Zehntel), dagegen die Monate November, Dezember und Januar die wolkenreichsten Monate (ca. 5 Zehntel).

Hohe Luftfeuchtigkeiten und das daraus resultierende häufige Auftreten von Nebeln lassen einen starken Einfluß der Seen erkennen (83% jahresdurchschnittliche Luftfeuchte am Stechlinsee).

40 - 50% der Winde entstammen aus dem westlichen Quadranten und sind in den Sommermonaten Juli/August und in den Wintermonaten Dezember/Januar besonders ausgeprägt. Die Winde aus den südlichen Richtungen sind im ersten Halbjahr bis Mai und im zweiten Halbjahr ab August mit durchschnittlich über 40% stark vertreten.

 

Der Mittelwert für den Jahresniederschlag im Rheinsberger Seengebiet bewegt sich um   600 mm. Juli und August heben sich dabei mit monatlichen Durchschnittswerten von über 60 mm Niederschlag von anderen Monaten ab. Aus den Klimamessungen ergibt sich eine Zahl von 180 Tagen mit Niederschlag, so daß es hier durchschnittlich an jedem zweiten Tag regnet bzw. schneit. Die mittlere Zahl der Tage mit Schneefall beträgt im Jahr 37,1 Tage. Die Anzahl der Gewittertage liegt bei über 20.

Allgemein weisen schon die geringen Erhebungen im Relief Stau- und Leewirkungen der Luftmassen auf, die wesentliche Differenzierungen der Niederschläge beim Durchqueren der Seengebiete hervorbringen können (KEIL 1950 in HURTIG 1957: Station Neustrelitz 1881-1930; METEOROL.HYDROL.DIENST DER DDR: Klimaatlas für das Gebiet der DDR, Berlin 1953; HEYER 1962; HEITMANN & SCHUBERT 1965: Station Rheinsberg 1957-1965; RICHTER & KOSCHEL 1985).

 

 

2.4      Hydrographie

 

2.4.1    Hydrographie des Rheinsberger Seengebietes

 

Abfluß- und Grundwasserverhältnisse

 

Die Wasserscheide zwischen der Elbe und der Ostsee zieht westlich des Schweriner Sees auf einer Zwischenstaffel ostwärts zwischen den beiden Hauptendmoränen entlang (MARCINEK & NITZ 1973) und liegt nördlich des Rheinsberger Seengebietes.

Das Untersuchungsgebiet wird grundlegend nach Süden durch den insgesamt 125 km langen Rhin zur Elbe hin entwässert. Geringe Flächen des Rheinsberger Seengebietes werden auch nach Norden und nach Osten zur Havel und weiter zur Elbe hin entwässert (KRAUSCH 1969; HURTIG 1957). Der östlich des Großen Wumm-Sees gelegene Twern-See gilt als Quellsee des Rhins, der am Schloß Rheinsberg aus der Seenreihe des Rheinsberger Beckens austritt (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974).

 

Die vielen Seen, die großräumig ca. 10% des Areales der Seenplatte ausmachen (MARCINEK & NITZ 1973), beherrschen das hydrographische System des Landes, dessen Wasserführung im Jahresverlauf sehr ausgeglichen ist (SCHOLZ 1964; MARCINEK & SCHMIDT 1994: ca. 150 mm/m2).

Verantwortlich für diesen tieflandstypischen Abfluß sind im Hangenden einer mergelig-tonigen Schicht durchlässige, sandige und sandig-kiesigen Substrate, welche eine rasche Versickerung des Niederschlagswassers begünstigen sowie die geringen relativen Höhen und die Aneinanderkettung von Seen.

Die wasserstauenden Tone (LIEDTKE 1981: Beckenbildungen, Decktone) begrenzen das zusammenhängende obere und ungedeckte Grundwasserstockwerk in verschiedener Tiefe nach unten (SARATKA 1969; KRAUSCH 1969; KRAUSCH & ZÜHLKE 1974). So herrschen im Bereich des Plötzensees mächtige Sande und Kiese vor, während Geschiebemergel im Umland des Schwarzen Sees oberflächennah anzutreffen ist (GAGEL 1915; vgl.Kap.2.2.3.2).

 

Im Bereich der Endmoräne des Frankfurter Stadiums ist wegen der häufig auftretenden wechselnden Lagerungsverhältnisse - vorwiegend sandig-kiesige Schichten mit undurchlässigen und blockreichen Einlagerungen - mit einem stark wechselnden Aufbau der Grundwasserleiter zu rechnen (SARATKA 1969).

 

Je nach Beschaffenheit und Lage der undurchlässigen Schichten ist der Stand des Grundwassers sehr verschieden, dessen durchschnittliche Tiefe ca. 10 m unter der Geländeoberfläche beträgt (HURTIG 1957; SCHOLZ 1964). Die Wasserspiegel der zu- und abflußlosen Seen, die annähernd den gleichen Schwankungen unterliegen wie die Grundwasseroberfläche in Seenähe, zeigen Fluktuationen von bis zu 1,3 m aufgrund der alljährlichen, niederschlagsbedingten Grundwasserspiegelhochstände im Frühjahr (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974) oder der teils tief im Boden wirksamen Verdunstung in den Trockenperioden (HURTIG 1957). Auf einen Oberflächenabfluß gibt es, abgesehen von den Verbindungen der Seen, keinen Hinweis.

 

Trotz starker anthropogener Eingriffe in den Wasserhaushalt (s.Kap.2.4.3) bestehen im Großraum der Mecklenburgischen Seenplatte noch zusammenhängende Binnenentwässerungsgebiete, die im Untersuchungsgebiet nur noch rudimentär vorhanden sind. Sie setzen sich aus einigen, oberirdisch zu- und abflußlosen Hohlformen zusammen, deren Wässer verdunsten oder mit dem Grundwasser abfließen (TREICHEL 1957 in MARCINEK & NITZ 1973; KRAUSCH 1969).

 

Beschaffenheit der Grund-, Niederschlags- und Oberflächenwässer

 

Untersuchungen von MOTHES (1981a) im Rheinsberger Seengebiet ergaben je nach Nutzung des Wassereinzugsgebietes und der Seen sehr unterschiedliche Gehalte an Phosphor, Stickstoff und Kohlendioxid im Seewasser (Zeitraum der Messungen 1970 - 1975, Autorenliste in MOTHES 1981a: S.1).

Er kam zu dem Schluß, daß die gute Wasserqualität vom Stechlin- und Nehmitzsee und der oligotrophe Charakter (Ortho-PO4 gelöst/PO4 gelöst/NO3, Maximalwerte in mg P/l und mg N/l im Epilimnion: Stechlinsee 0,004/0,008/0,08, Nehmitzsee 0,004/0,015/0,07) mit dem grundlegend nährstoffarmen Einzugsgebiet und der extensiven Nutzung des Gebietes in enger Verbindung stehen (MOTHES 1981a, MOTHES et al. 1985). Dies sind Bedingungen, die auch für den Plötzensee gelten könnten.

 

Grundwassermessungen im großräumigen Bereich des Stechlinsees stützen die Annahme einer geringen natürlichen Belastung der Seen durch unterirdisches Wasser mit Werten um 0,002 mg PO4-P/l.

Atmosphärische Einträge von Phosphor in die Gewässer (s.Kap.2.4.3) betragen im Stechliner Seensystem 45,4 mg Pges/m2/a und werden durch Streufall der Ufervegetation geringfügig erhöht (MOTHES 1981b).

Demgegenüber führt MOTHES die relativ hohen Phosphat- und Nitratwerte des epilimnischen Wassers des maximal 9,5 m tiefen und 24 ha großen eutrophen Dagowsees (0,19/0,05/0,32, Maßeinheiten s. oben) auf landwirtschaftliche Einträge durch die intensive Nutzung und die ortsnahe Lage des Sees zurück (MOTHES 1981a, MOTHES et al. 1985). Ähnliche Bedingungen liegen auch für den Schwarzen See vor (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974).

 

Die durchschnittlichen Kalzium- und Magnesiumkonzentrationen der Seewässer der mecklenburgischen und nord-brandenburgischen Seen, darunter ebenfalls der Stechlinsee, ermittelten KOSCHEL et al. (1987) und MOTHES et al. (1985). Sie liegen bei 50 mg Ca/l und 2-3 mg Mg/l (Zuammenfassung der Ergebnisse von Untersuchungen am Stechlinsee, Nehmitzsee, Dagowsee, See Große Fuchkuhle und Kleinen Barsch-See und umfangreiche Literatur dazu in CASPER 1985).

 

 

2.4.2    Hydrographie des Plötzensees und des Schwarzen Sees

 

Das Wassereinzugsgebiet des Plötzensees und des Schwarzen Sees ist in Abbildung 4 dargestellt.

 

Plötzensee

 

Das Areal, das den zu- und abflußlosen Plötzensees umgibt, stellt ein typisches Jungmoränenrelief dar, weswegen der westliche Teil des Wassereinzugsgebietes nach morphographischen Gesichtspunkten nicht genau bestimmt werden kann.

 

Der rinnenartige Charakter des gesamten Seebeckens in Südost-Nordwest-Erstreckung und dessen asymmetrisches Profil findet sich auch in dem Relief und in den Tiefenverhältnissen des Sees wieder. Vierzig Prozent des östlichen Bereiches des Plötzensees sind heute verlandet (Abb.5, 6, 7).

Die Böschungen der Ufer sind zum größten Teil stark geneigt bis steil und weisen einige terrassenähnliche Stufen auf, wie sie vom Großen Wumm-See und vom Stechlinsee (zweigeteilte spätglaziale Terrasse in 3 m bis 5 m Höhe über dem heutigen Meerespiegel) in KRAUSCH & ZÜHLKE (1974) beschrieben werden.

 

Die 8,3 ha große Wasserfläche des zu- und abflußlosen Plötzensees repräsentiert bei denkbarem Grundwasserkontakt mit dem Umland ein Gleichgewicht zwischen dem Grundwasserzufluß aus dem kleinen, hauptsächlich bewaldeten Einzugsgebiet der Buchheide und dem Wasserdefizit über die Seeoberfläche.

Influente Abflußverhältnisse sind weiterhin ebenso wie eine völlige Abdichtung der Seesohle möglich. Die letzte Annahme bedeutet, daß die Wasserspiegelhöhe durch klimatische Parameter (ombrogene Phase) bestimmt wird. Genauere Informationen können Messungen von Wasserinhaltsstoffen geben, die für den Plötzensee nicht vorliegen.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 4: Das Wassereinzugsgebiet des Plötzensees und des Schwarzen Sees

Die oberirdische Wasserscheide (zur Definition: HÖLTING 1992: S.48ff.) beider Seen wurde nach morphographischen Gesichtspunkten bestimmt. Eine Trennung zwischen den Einzugsgebieten beider Seen wurde nicht vorgenommen. Der teils geradlinige Verlauf der Wasserscheide resultiert aus der großzügigen Bestimmung der Grenze des Wassereinzugsgebietes (s.Text). Kartengrundlage: TK 2842, Blatt Zechlin, Entwurf: Marc Hackelbörger.

 

Die größte Wassertiefe beträgt 9,2 m. Das weitflächige Auftreten von Gesellschaften der Armleuchteralgen (Characeen), deren Stellung als Bioindikator unter anderem KRAUSE (1981) belegte, zeigt den Plötzensee, vergleichbar mit dem Stechlinsee (s.Kap.2.4.1), als oligotrophen bis mesotrophen, phosphatarmen (< 0,02 mg PO4-P/l) und kalkreichen Klarwassersee an. Ebenso weist Cladium muriscus nach OBERDORFER (1992) als charakteristische Verlandungsgesellschaft auf nährstoffarmes und sauerstoffhaltiges Wasser hin.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 5: Plötzensee

Die dargestellten Wassertiefen des Plötzensees gehen aus den Lotmessungen hervor. Zur Lage des Sees siehe Abbildung 4. Kartengrundlage: TK 2842, Blatt Zechlin, Entwurf: Marc Hackelbörger.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 6: Plötzensee

Blick vom Südostufer nach Norden.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 7: Verlandungszone des Plötzensees

Blick vom Ostufer nach Westen.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 8: Schwarzer See

Die Ausdehnung des im gesamten nördlichen Bereiches gelegenen Ortes Flecken Zechlin wird nicht dargestellt (vgl.Abb.4). Zur Lage des Sees siehe Abbildung 4. Kartengrundlage: TK 2842, Blatt Zechlin, Entwurf: Marc Hackelbörger

Schwarzer See

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 9: Schwarzer See

Blick vom Ostufer nach Westen. Auf dem See befindet sich die Bohrplattform.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 10: Zufluß des Schwarzen Sees

Die Quelle befindet sich am Südufer (Distanz zum See ca. 15 m) und speist den hier abgebildeten Quellauf.

Die oberirdische Wasserscheide des Schwarzen Sees reicht wahrscheinlich von den Eicholzbergen im Westen über die Buchheide und grenzt im Norden, Osten und Süden an die benachbarten Wassereinzugsgebiete des Plötzensees, des Zechliner Sees und des Bramin Sees (Abb.1). Die Wasserfläche nimmt ca. 30 ha ein, die maximale Wassertiefe beträgt 8,5 m. Einen Blick über den Schwarzen See mit dem Ort Flecken Zechlin im Hintergrund gibt Abbildung 9.

 

Der Zufluß von Grund- und Interflow-Wasser wird an einer Quellenlinie, bestehend aus ca. 20 Hangdruckquellen an der südlichen Uferzone (Beobachtungszeit 24.September 1994), markiert (Abb.10). Eine Zylinder-Schüttungsmessung ergab an dem Beobachtungstag einen Grundwasserzufluß von 0,04 - 0,2 l/sec/Quelle, was gemittelt einen Zufluß von 2,4 l/sec ergibt. Aufgrund der Größe des Einzugsgebietes und der gegebenen Regimefaktoren (s.Kap.2.4.1) reagieren die Schüttungen der Quellen aller Wahrscheinlichkeit nach direkt auf den Niederschlagsgang.

Der Hüttenkanal zwischen dem Schwarzen und dem Zechliner See stellt den künstlichen Abfluß des Sees dar.

 

 

Ähnlich der Morphologie des Plötzenseegebietes sind die den Schwarzen See umsäumenden Hänge sehr steil (Abb.8).

Infolge der gleichartigen geologischen Verhältnisse des Einzugsgebietes beider Seen (vgl.Kap.2.4.1) ist ein Kalkreichtum des Seewassers auch für den Schwarzen See zu vermuten.

 

 

2.4.3    Anthropogene Eingriffe in den Wasser- und Stoffhaushalt der Gewässer

 

Eingriffe in den Wasserhaushalt

 

In den letzten Jahrhunderten, insbesondere im 17. und 18.Jahrhundert, wurden die hydrologischen Verhältnisse im Einzugsgebiet des Rhins nachhaltig durch den Menschen beeinflußt.

 

Im Rheinsberger Seengebiet entstanden künstliche Wasserläufe in großer Zahl, wie die im 17. und 18.Jahrhundert für die Flößerei ausgebauten bzw. angelegten Entwässerungsgräben und -kanäle. So wurden der Rhin und die obere Havel schiffbar gemacht und es entstand nach der Anlage des Polzow-Kanals 1745/1751 im Stechlin-Seesystem 1836 der Hüttenkanal und die Myritz-Havel-Wasserstraße zwischen dem Rhin und der Havel (DRIESCHER 1983).

Das einzige Beispiel für eine Gewässerkorrektur im Untersuchungsgebiet ist der 1879/1880 angelegte, schiffbare Hütten- oder Zechliner Kanal, der vom Schwarzen See zum Zootsen-See und weiter zum Rheinsberger Kanal führt (Abb.4, 8).

Die Folgen des Kanalbaus waren eine Seespiegelsenkung von 3,45 m (!) am Schwarzen See und 2,20 m am Zechliner See (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974) und die allgemeine Vergrößerung des Einzugsgebietes des Rhins bzw. die Beschleunigung des Abflusses durch den Anschluß des vorher oberirdisch abflußlosen Schwarzen und Zechliner Sees. Eine Seespiegelabsenkung von solchem Ausmaß zieht wahrscheinlich gleichzeitig eine Ufererosion nach sich, was sich in der Sedimentationsrate in den betroffenen Seen widerspiegeln müßte.

 

Die in dieser Zeit und auch schon in den Jahrhunderten davor durchgeführten Meliorationsmaßnahmen zur Gewinnung von landwirtschaftlichen Flächen zogen Grundwasserabsenkungen und Erhöhungen des Abflusses der Umsatzwässer nach sich.

Andererseits verschwanden kleinere Wasserläufe außerhalb des Zechliner Raumes durch anthropogenen Eingriff, wie z.B. die ehemals den Rhin mit der Havel bei Oranienburg verbindende Massow.

Stauanlagen im Rhinverlauf, wie die mittelalterliche Mühle zwischen dem Rheinsberger und Grienericker See, führten zu einer Hebung der Grundwasseroberfläche in den Niederungen, die eine Moormergel- und Torfbildung einleiteteten. Die untersuchten Seen sind davon jedoch nicht betroffen (MARCINEK & NITZ 1973).

 

Eingriffe in den Stoffhaushalt

 

Da beide Seen zuflußlos sind und das Relief des Einzugsgebietes beider Seen nur mäßig energiereich ausgebildet ist, liegt vor und seit der Nutzung der Wassereinzugsgebietsfläche durch den Menschen kein nennenswerter Eintrag allochthoner Sedimente vor.

 

Eine Zufuhr allochthoner Sedimente kann aufgrund des "quasi natürlichen" (MORTENSEN 1954/1955) Flächen- und Hangabtrages von den waldfreien, seenahen Flächen neben der schon aufgeführten Ufererosion vermutet werden, so zum Beispiel von den landwirtschaftlich genutzten Flächen, die 1652 fast an die Ufer des Schwarzen Sees grenzten (Abb.11) und von den mehrmals gerodeten Gebieten im gesamten Untersuchungsgebiet (s.Kap.2.6). Ein erhöhter, partikulärer Eintrag, der sich grundlegend in einer Änderung der Sedimentkomposition durch eine Abnahme des organischen Anteils in den Sedimenten äußert, ist in den Seesedimenten lediglich bei längerer Wirkung erkennbar (MACKERETH 1965, PENNINGTON 1981).

Bebauungsflächen spielen wahrscheinlich nur eine untergeordnete Rolle (Schwarzer See).

 

Aus chemischer Sicht wird der Schwarze See in erheblichem Maße durch ungereinigte häusliche Abwässer von Flecken Zechlin beeinflußt (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974). Nach den übereinstimmenden Einwohnerbelastungswerten von GÄCHTER & FURRER (1972) und WAGNER & BÜHRER (1989) bedeutete dies einen zusätzlichen jährlichen Input für den Schwarzen See von 1,2 kg Phosphor, 5,0 kg Stickstoff und von 24 kg organischem Kohlenstoff je Einwohner (ca. 1000 Einwohner), inbesondere während der Sommermonate infolge des Fremdenverkehrs (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974: 26.000 Gäste/Jahr).

Anstiegsraten von Zink- und Bleianteilen in rezenten Seesedimenten durch kommunale Abwassersysteme vermuten FÖRSTNER & MÜLLER (1974a, 1974b) und FÖRSTNER (1978).

 

Abwässer und Austräge aus dem ländlichen Areal bedingen aufgrund der grundlegenden landwirtschaftlichen Nutzungsänderung seit der Einführung der mineralischen Düngung gegen Ende des 19.Jahrhunderts eine Beeinträchtigung der Wassergüte der Gewässer. Dabei stehen Nitrat- und in geringerem Maße Phosphatausträge im Vordergrund (KUNTZE 1974; SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 1989).

Der Stickstoffaustrag mit dem Grundwasser kann maximal 16 kg N/ha/a (GÄCHTER & FURRER 72; KUNTZE 1974) betragen, dagegen der des Phosphors auf Nichtgrünland- oder -moorstandorten (EGGELSMANN & KUNTZE 1972) maximal 5 kg P/ha/a (AMBERGER 1972; GÄCHTER & FURRER 72), wobei die Höhe der Austräge mit der Kulturart korreliert KLETT (1964 in KUNTZE 1974).

Quellen für Schwermetalleinträge durch die Landwirtschaft, darunter Kupfer (FÖRSTNER & MÜLLER 1974a) und Cadmium (MÜCKE 1993), sind heute nur noch in Pflanzenschutzmitteln zu finden, waren in der jüngeren Vergangenheit jedoch z.B. in Düngermitteln üblich. Eine zusätzliche Belastung der Seen können Pflanzenschutzmittel und Schädlingsbekämpfungsmittel darstellen.

Die agrarisch genutzten sandigen Böden im Wassereinzugsgebiet des Schwarzen Sees bieten aufgrund der hohen Permeabilität und der hohen Redoxpotentiale sehr gute Bedingungen für einen landwirtschaftlichen Austrag, ausgenommen von Phosphaten.

 

Zusammenfassend wurde in zahlreichen Untersuchungen der letzten Jahrzehnte gezeigt (u.a. FÖRSTNER & MÜLLER 1974b, FÖRSTNER & WINKLER 1982), daß die Hautursache der "Überdüngung", vor allem der stehenden Gewässer, die steigenden Abwassermengen aus dem kommunalen und die Austräge des landwirtschaftlichen Bereiches sind.

 

Desweiteren verursacht die atmosphärische nasse und trockene Deposition auf die Seefläche und auf den Boden im Wassereinzugsgebiet der Seen (chemische Erosion) eine Beeinträchtigung des Seechemismus.

Mit der industriellen Revolution wuchsen auf anthropogene Emissionen zurückzuführende Konzentrationen von Säurebildnern, wie Stickoxide (NOx) und Schwefelverbindungen (SO2, SO4) und von Schwermetallen, darunter Zink, Kupfer, Blei und Cadmium, exponentiell in der Atmosphäre (HELLMANN 1974; FÖRSTNER & WINKLER 1982; MATSCHULLAT 1989). Seit Mitte des 20.Jahrhunderts wirken sie sich durch "Long-Range-Transporte" auch in den siedlungs- und industrie-strukturschwachen Gebieten auf die Böden und Gewässer aus (beispielhaft in FÖRSTNER & MÜLLER 1974b: S.158ff.; AHRENS 1983).

In den letzten Jahren wird von regionalen Immissions-Rückgängen, insbesondere für Schwefeldioxid und Blei, berichtet (z.B. SICCAMA 1989 in MATSCHULLAT 1989).

 

PEUKERT (1976) wies an Seen im Erzgebirge nach, daß der anthropogen erhöhte atmosphärische Eintrag von Phosphorverbindungen in die Gewässer zur Eutrophierung führen kann. Im Untersuchungsgebiet spielt dieser Faktor angesichts der allgemeinen Stellung des Phosphors als Minimumfaktor für die Produktivität in Gewässern (SCHWOERBEL 1993; beispielhaft in RIPL et al. 1990; MÜCKE 1993) eventuell eine Rolle. 

Nach Angaben von MOTHES (1981b) liegt der Phosphorgehalt im Niederschlag im Stechliner Seengebiet zwischen 0,013 und 0,3 mg P ges/l. Durch die trockene Deposition (Pollen, Streu, Organismen) werden teilweise mehr als 1,0 mg P ges/l erreicht (MOTHES 1981b). Auf die Fläche der untersuchten Seen projiziert, läßt sich ein mittlerer atmosphärischer Eintrag von 3,8 kg P ges/a für den Plötzensee und 13,6 kg P ges/a für den Schwarzen See abschätzen.

 

Es sei noch der Einfluß Badender (SCHULZ 1981 in MOTHES et al. 1985) und die Auswirkungen des Motorbootbetriebs auf aquatische Ökosysteme (MÜCKE 1993: Chrom- und Kupferanreicherung) genannt.

 

Abschließend bemerkt können die natürlichen Entwicklungen in den Gewässern durch menschliche Beeinträchtigung in solchem Maße überlagert werden, daß der "natürliche Chemismus nicht mehr zu erkennen ist" (FÖRSTNER & MÜLLER 1974a).

Da sich Änderungen der Wasser- und Stoffhaushalte in den Sedimenten der zu behandelnden Seen widerspiegeln, ist diesbezüglich ein besonderes Augenmerk auf die oberen Profilabschnitte der letzten Jahrzehnte und Jahrhunderte, eventuell Jahrtausende zu richten.

 

 

2.5      Böden und Vegetation

 

Böden

 

Die Bodenarten und -typen unterscheiden sich im Bereich des Rheinsberger Seengebietes örtlich kaum. Als Bodenart herrschen fast zum größten Teil Sande vor, die nur von kleineren Inseln lehmigen Sandes oder sandiger Lehme durchsetzt sind.

Es dominieren Podsole schwacher bis mäßiger Bleichung und in den tiefergelegenen Bereichen humusreiche, hydromorphe Böden sowie Humusgleye.

Die Podsole werden je nach Ton- und Schluffinhalt der Sande von Braunerden, Bändersand-Braunerden oder von Tieflehm-Fahlerden abgelöst (SIGGEL 1956; HURTIG 1957; SCHOLZ 1964).

 

 

Vegetation

 

Nach einer Vegetationsgliederung von KRAUSCH (1969), der die heutige potentielle natürliche Vegetation zugrunde legt, und Untersuchungen von SCAMONI (1960), läßt sich der hier untersuchte Raum allgemein dem Buchen-Traubeneichen-Kieferngebiet zuordnen.

 

Die dominante Waldgesellschaft ist der Rotbuchen- bzw. Rotbuchenmischwald, der die natürliche Waldgesellschaft auf den End- und Grundmoränen darstellt, wobei die Endmoränen reine Buchenwälder, die Grundmoränen Buchenmischwälder trugen. Beides erscheint unter der Bezeichnung Buchen-Traubeneichenwald (Fago-Quercetum, KRAUSCH 1969) (HESMER 1933; SCHOLZ 1964).

Auf sandigen, schwach podsolierten Böden sind nach HUECK (1936) und SCAMONI (1960) Kiefern-Buchenbestände von Natur aus vertreten, bei stärkerer Podsolierung (Sander) reine Bestände der Kiefer (Myrtillo-Pinetum, KRAUSCH 1969).

Auf den grundwassernahen Standorten der Tal- und Beckensande sind Buchen-Stieleichenwälder heimisch. Erlenbrüche (Carici-Alnetum, KRAUSCH 1969) und Verlandungshochmoore kommen nur auf sehr feuchten Standorten sowie in abflußlosen Senken vor (HURTIG 1957). Die nicht selten oligotrophen Moore weisen Blumenbinsen-Schwingrasen, kleinflächige Hochmoorbultgesellschaften und als Schlußgesellschaft das Ledo-Pinetum (Sumpfporst-Kiefernmoor) auf (KRAUSCH 1969).

 

Die großen Flächen des ursprünglichen Fago-Quercetum konnten sich trotz der starken Zurückdrängung durch die Kieferforsten an vielen Stellen erhalten. Die Standorte des Asperulo-Fagetum (Waldmeister-Buchenwald) sind meist gerodet und in Ackerland verwandelt worden (KRAUSCH 1969; KRAUSCH & ZÜHLKE 1974). Die Niederungen zeigen nur noch vereinzelt ärmere Ausbildungen des Carici-Alnetum, da Kleinseggenrasen und Wirtschaftswiesen an seine Stelle getreten sind (KRAUSCH 1969).

 

Im Rahmen der Nutzungskartierung innerhalb der Wasserscheide der zu behandelnden Seen wurde die ufernahe Vegetation der Seen aufgenommen, die im folgenden beschrieben wird.

 

 

 

Plötzensee

 

Der Plötzensee, fast überall rings von einem Rotbuchenwald bodensaurer bis mittlerer Standorte eingeschlossen (Fagus sylvatica, Moehringa trinervia, Galium odoratum, Luzula spec., Carex spec.), weist einen 2 bis 3 m breiten Röhrichtsaum (Cladium mariscus, Phragmites australis) auf, der sich lediglich im östlichen Teil zur Verlandungszone hin etwas weitet (Abb.5).

Seerosenvorkommen beschränken sich auf die geschützten Buchten. Auf den Röhrichtsaum folgt seewärts eine Zone mit Armleuchter-Algen (Characeen).

 

Der östliche Abschnitt des Plötzensees befindet sich im Zustand starker Verlandung (abgestorbene, stehende Erlen [Alnus spec.] und Kiefern [Pinus spec.], Molinia caerulea, Phragmites australis, Hydrocotyle vulgaris, Deschampsia cespitosa, stellenweise Calamagrostis epigejos).

Westlich des Sees liegt eine Freifläche, auf der sich wechselfeuchtes Grasland angesiedelt hat (Ranunculus repens, Glyceria fluitans).

 

Schwarzer See

 

Die steil abfallenden Hänge des Schwarzen Sees werden teils von Gärten, größtenteils von artenarmen Rotbuchenbeständen eingenommen (Fagus sylvatica, Poa nemoralis, Mycelis muralis, Hieracium laevigatum, Galium odoratum, Luzula spec).

Der Übergang von den Buchenbeständen zum schütteren Schilf-Röhrichtgürtel wird am gesamten Südufer von einigen hier entspringenden Quellen durch Quellflur-Vegetation (Erlen-, Eschen- und Bergahornaufwuchs) angezeigt.

 

 

2.6      Siedlungs- und nutzungshistorischer Abriß

 

Die ältesten Funde im Untersuchungsgebiet, die eine Anwesenheit von Menschen bezeugen, wurden in das Spätpaläolithikum datiert. Weitere Funde vorchristlichen Alters stammen aus der Stein-, der Bronze- und der vorrömischen Eisenzeit (21, 7 und 2 Funde) und sind am Schwarzen und Zechliner See vertreten.

Die Einwanderung slawischer Stämme im Zeitraum vom 6. bis zum 12.Jahrhundert nach der Zeitwende führte zu einer relativ großen Bevölkerungsdichte und Landnahme in Wassernähe, so auch am Großen Wumm-See und am Zechliner See. Nach einigen Fehden und Zuwanderungen fiel das Land im Hochmittelalter an deutsche Feudalherren. Einhundert weitere Jahre beinhalteten Rodungen, Ortsgründungen und -übernahmen, wodurch der Wald in den besiedelten Gebieten stark zurückgedrängt wurde. Großflächige Brände zerstörten ebenfalls mehrmals die Waldbestände.

 

Einen starken Einbruch in der Siedlungsentwicklung erlitt der Rheinsberg-Fürstenberger Raum durch die spätmittelalterliche Wüstungsperiode (1419), die zur Wüstung von 58 von insgesamt 67 (!) Ortschaften führte. Flecken Zechlin und Dorf Zechlin erfuhren nur eine starke Dezimierung der Einwohnerzahl.

 

Nachdem das Zechliner Gebiet seit der Wüstungsperiode im Spätmittelalter nur der Holznutzung diente, erfolgten im 18.Jahrhundert erneute Siedlungsaktionen. Einerseits wurden dadurch die wüsten Feldmarken und einige der Ortschaften des Mittelalters neu besiedelt, andererseits führten die Siedler umfangreiche Aufforstungen auf Flächen mit ertragsreichen Böden durch. Die Kiefer erfuhr durch die Forstwirtschaft eine gewaltige Förderung.

Die planmäßige Forstwirtschaft war die Grundlage für den Betrieb von insgesamt sechs Glashütten (z.B. Grüne Hütte am Großen Wumm-See 1741-1790), von denen drei bis 1870 bestanden (z.B. Glashütte in Zechlinerhütte 1737-1989) und mehreren Teeröfen. Die Teeröfen am Kleinen Wumm-See, bei Repente im südöstlichen Teil der Buchheide und am Zechliner See wurden bis zum 19.Jahrhundert betrieben.

 

Es entwickelten sich weiterhin im 18.Jahrhundert großräumig Handel und Handwerk (z.B. Fayence- u. Steingutfabrik in Rheinsberg 1762, Textilindustrie in Fürstenberg). Flecken Zechlin war von dieser Entwicklung nicht betroffen.

 

Waldrodungen zur Gewinnung von Ackerflächen wurden seit 1780 im Untersuchungsgebiet nur im Bereich der Eichholzberge durchgeführt, die gegenwärtig mit einem schmalen Kiefernwaldstreifen bestanden sind.

Daraus folgt, daß seit dem 17.Jahrhundert die Flächennutzung im Einzugsgebiet der behandelten Seen keiner grundlegenden, anthropogenen Korrektur unterlag. Von Veränderungen betroffen waren die orts- und seenahen Flächen infolge der allgemeinen Siedlungs-  expansion - Flecken Zechlin bestand bis zum 18.Jahrhundert nur als kleiner Ort um die Kirche (Abb.11) - und die Waldbestände aufgrund des starken Holzeinschlages, besonders zur Zeit der Teeröfen- und Glashüttenbetriebe, die zu starken Veränderungen im Artenbestand der Wälder (s.Kap.2.5) führte. Großräumige Waldbrände forcierten letzteres.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 11: Schwarzer See und Flecken Zechlin (1652 n.Chr.)

(aus KRAUSCH & ZÜHLKE 1974)

 

Westlich angrenzend an den Plötzensee befand sich 1793 noch eine ca. 0,3 km2 große offengelassene Stelle im Forst Buchheide. Es liegt nahe, die Fläche mit der mittelalterlichen Siedlung Wumzow oder mit der damals 500 m nördlich gelegenen Teerhütte in Zusammenhang zu bringen. Weite Randteile der Buchheide blieben noch jahrhundertelang offen (Ackerland, Schafweide).

 

Weiteres über die Besiedlung und Flächennutzung durch den Menschen in Norddeutschand und deren Auswirkungen vom Mesolithikum bis zum 19.Jahrhundert findet sich in FIRBAS (1949), OVERBECK & GRIETZ (1954), KRAUSCH (1969), SCAMONI (1969), STRAKA (1970), WALTER & STRAKA (1970) und WOLDSTEDT & DUPHORN (1974). Anhand von Pollenuntersuchungen zeigten KREY & KLOSS (1990) am Beispiel des Kleinen Barsch-Sees (nahe Fürstenberg) eine anthropogene Beeinflussung der Vegetation während des Subboreals.

 

Die Landnutzung ist seit dem zweiten Weltkrieg durch die intensive Landwirtschaft westlich des Zechliner Sees bis Wittstock, die geregelte Forstwirtschaft, den Fremdenverkehr und den Ausbau neuer Industriezweige geprägt (Holzverarbeitung).

Insgesamt verdoppelte sich seit 1800 die Einwohnerzahl im Rheinsberg-Fürstenberger Gebiet von 10.000 auf 20.000 Einwohner (KRAUSCH & ZÜHLKE 1974: Beiträge von FALK, KRAUSCH, MOTHES, RICHTER, SCHUMANN und WITKOWSKI; LANDESVERMESSUNGSAMT BRANDENBURG 1991; CASPER et al. 1985).

 

 

3        Methodik

 

3.1      Einführung

 

Die Seesedimente des Plötzensees und des Schwarzen Sees wurden im Juli und September 1994 gewonnen. Eine vollständige Probengewinnung - Stabsondierung, "GUNKEL"-Methode und LIVINGSTONE-Kernung - umfaßte jeweils drei Tage.

Die Probenahme wurde mit Hilfe der Pionier-Tauchergruppe der Bundeswehr aus Havelberg von einer Bohrplattform (Abb.12), bestehend aus zwei Schlauchbooten und darauf liegenden Metallplatten, durchgeführt. Den Helfern der Bundeswehr sei an dieser Stelle für die engagierte Mithilfe gedankt.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 12: Bohrplattform auf dem Plötzensee

Die gesamte analytische Untersuchung wurde im Laboratorium des Geographischen Instituts der Freien Universität Berlin durchgeführt und erstreckte sich über den Zeitraum von September bis Januar 1994.

 

Eine ausführliche Beschreibung der Aussagekraft der analysierten chemischen Parameter zur Charakterisierung der Seegenese (Metabolismus, Trophiegrade, etc.) findet sich u.a in MACKERETH (1965), HAKANSON & JANSSON (1983), in zahlreichen Veröffentlichungen (z.B. RUDD et al. 1983: Schwefelanreicherungen in Seesedimenten) und allgemein in jüngeren Limnologie-Lehrbüchern (GOLDMAN & HORNE 1983; SCHWOERBEL 1993). Im Interpretationskapitel 5 soll auf einzelne Elemente und deren Interaktionen ausführlich eingegangen werden.

 

Abbildung 13 gibt eine Übersicht der durchgeführten sedimentologischen und geochemischen Untersuchungen.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 13: Organigramm der Analysenschritte

 

Computergestützte Auswertungen der Meßdaten erfolgten mit Hilfe des Programmes LOTUS. Die Daten wurden mit COREL DRAW, und HAWARD GRAPHICS graphisch dargestellt.

 

 

 

3.2      Stabsondierung

 

Nachdem die Oberfläche des Seebodens mit Hilfe eines Bandlotes vermessen wurde, konnte der tiefste Punkt im See für die Sondierung und Kernung bestimmt werden. Es wurden die Sedimente am gegenwärtig tiefsten Punkt der Seen entnommen, da die Limnitsequenzen hier einerseits durch morphodynamische Prozesse kaum oder nicht gestört worden sind und andererseits mit ihrer großen relativ Mächtigkeit charakteristisch für die Seengenese sind (u.a. WETZEL 1970).

Zur groben Abschätzung der Mächtigkeit der Limnite für die eigentliche Kernung kam eine 2,5 m lange Schlitz-Sondierstange zum Einsatz, die das Sediment in der maximalen Teufe aufnimmt. Das gewonnene Sediment wurde zur groben Stratifikation der Limnite im Gelände genutzt.

 

 

3.3      Probengewinnung

 

3.3.1    "GUNKEL"-Methode

 

Diese relativ neue Methode der Sedimententnahme aus Seen nach GUNKEL (unveröff.) erschien zweckmäßig, um den ersten Meter der Limnite mit ungestörter Struktur zu erhalten. Eine Beprobung nach LIVINGSTONE (s.Kap.3.3.2) führte entweder zu einer mehr oder weniger starken Störung der oberen Sedimentfolgen oder zum Kernverlust, was auf den meist hohen Wassergehalt der suspensionsartigen, jungen Sedimente beruht (PROFT 1992).

 

Es handelt sich bei dem "GUNKEL"-Gerät (Abb.14) um einen ca. 1 m langen Metallzylinder (E), in dem ein ca. 1,5 m langes, transparentes PVC-Rohr (D) mit einem Durchmesser von ca. 14 cm mit einer Schraube fixiert wird. In das PVC-Rohr wird das Sediment beim Eindringen in den Seeboden eingeführt. Durch eine Gummilasche (B) auf einem perforierten Deckel (C), der sich auf dem Top des PVC-Rohres befindet (Ventilwirkung), wird das eingedrungene Sediment gegen die Schwerkraft gehalten (Abb.14).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 14: Das "GUNKEL"-Gerät

A= Gewinde für Metallstangen,  B= Gummilasche, C= perforierter Deckel, D= PVC-Rohr, oberer Teil, E= Metallzylinder, F= Fixierschraube (Entwurf: Marc Hackelbörger)

 

Das PVC-Rohr ist während der Bohrung in einem 1 cm mächtigen und 1 m langen Metallzylinder befestigt. Beides wurde am Seil und an Metallstangen im See herabgelassen. Wie sich jedoch bei den ersten Tests zeigte, konnten auf diese Art nur maximal 50 cm Sedimentstrecke erlangt werden, so daß eine weitere Beprobung mit Tauchern der Pionier-Tauchgruppe der Bundeswehr aus Havelberg erfolgte, die das "GUNKEL"-Gerät manuell in das Sediment führten und das PVC-Rohr mit einem Pfropfen verschlossen. Dadurch war eine sehr genaue Beprobung des obersten suspensionsartigen Meters des Sediments gewährleistet.

Im Labor konnten nach dem Tieffrieren des Sedimentes tiefengerechte Proben in Zentimeter-Bereich erhalten werden.

 

 

3.3.2    Kernung nach LIVINGSTONE

 

Die Probenahme unterhalb 1,5 m Sedimenttiefe wurde mit einem Stechbohrgerät nach LIVINGSTONE, verbessert nach MERKT & STREIF (1970), durchgeführt, bei dem ein Stahlrohr (2-5 m Länge, 4,8 cm Durchmesser) manuell oder mit Hilfe eines Motorhammers in das Sediment getrieben wird. Eine bis zu 10 m lange Ummantelung aus PVC-Vollrohren bis zum Seeboden, in der das Stechrohr geführt wird, gewährleistet das Eindringen des Rohres an derselben Stelle im Seeboden.

Damit das Rohr in der gewünschten Tiefe das Sediment aufnimmt, wird ein Verschlußkolben, der das Rohr im unteren Teil verschließt, durch ein Drahtseil gelöst. Anschließend wird das Stechrohr je nach Rohrlänge 2 oder 3 m weiter vorgetrieben. Ein Herausgleiten des Sediments wird durch das entstehende Vakuum und die Wandreibung im Rohr verhindert. Das ungestörte Sediment wurde im Gelände unmittelbar nach der Kernung ausgepreßt und in Aluminium-Folie verpackt.

 

Je nach gewonnener Limnitmächtigkeit durch das "GUNKEL"-Gerät konnte aus der Schicht oberhalb ca. 1,5 m Sedimenttiefe und unterhalb des durch das "GUNKEL"-Gerät gewonnenen Sediments kein Material gewonnen werden.

 

 

3.4      Sedimentologische Untersuchungen

 

3.4.1    Profilbeschreibung und Probenaufteilung

 

Die Profilbeschreibung erfolgte nach MERKT et al. (1971). Dabei wurden die Sedimente hinsichtlich ihrer Textur, Korngröße (nur die Sande), dem Inhalt an Makroresten und ihrer Farbe (Farbtafel nach MUNSELL) beschrieben und in Sedimentzonen stratifiziert, wobei die unterste gewonnene Schicht die erste Sedimentzone (Sez 1) darstellt, Sez 2 die darüber liegende, etc.. Beschreibungen von Schichtungen innerhalb der Sedimentzonen erfolgten nach FÜCHTBAUER (1988: S.841ff.).

 

Die Sedimentzonen sind Grundlage für die Probenaufteilung. Es wurde angestrebt, in jeder Sedimentzone drei Proben aus dem inneren Teil des Kerns zu entnehmen. Der Sedimentkern des oberen Meters wurde dagegen durchgängig in Intervallen von ca. 15 cm beprobt. Eine Probe umfaßt ca. 80 mg Material.

 

Die Probenbezeichnung enthält die Nummer der Gesamtbeprobung ("GUNKEL"-Methode, Sondierung oder Kernung), die der Einzelkernung (1., 2., etc. Rohr-Abschnitt) und die der absoluten Sedimentteufe, so daß die Probe der dritten Kernung (3 m - Stechrohr) am Schwarzen See (SZS, Plötzensee: PLZ), der Gesamtkernung 2 in 5,5 m Sedimenttiefe die Probenbezeichnung SZS 2,3/5,5 erhielt.

 

 

3.5      Geochemische Untersuchungen

 

3.5.1    Wassergehaltsbestimmung

 

Bei jeder Probe wurde der Wassergehalt (H2O%) nach DIN 18121, Teil 1 (DIN e.V. 1990: S.223ff.), bestimmt und prozentual auf das Frischsediment bezogen. Für die folgenden Analysen wurde das Trockenmaterial in einer Kugelmühle gemahlen.

 

 

3.5.2    Kohlenstoffbestimmung

 

Die Bestimmung des Kohlenstoffes erfolgte durch coulometrische Titration. Zur Verwendung kam der C-mat der Firma Ströhlein, an dem der gesamte Kohlenstoffgehalt (Cges) und der anorganische Kohlenstoffgehalt (Canorg) bestimmt wurde (detaillierte Beschreibung in MÜCKE 1993). Die Differenz der Gehalte des Gesamkohlenstoffes und anorganischen Kohlenstoffes ergibt den Anteil des organischen Kohlenstoffes an der Trockensubstanz (Corg).

 

Der Gehalt an anorganischem Kohlenstoff kann multipliziert mit dem Faktor 8,33 in CaCO3 umgerechnet werden.

 

 

3.5.3    Glühverlustbestimmung

 

An ausgewählten Proben wurde die Glühverlustbestimmung nach DIN 18128 zur Abschätzung des organischen Anteiles (LOI) des Sediments vorgenommen (DIN e.V. 1990: S.292ff.).

Das arithmetische Mittel der Quotienten aus LOI und Corg für diese Proben ergibt einen Faktor, der im Produkt mit allen Corg-Werten den Anteil organischer Substanz darstellt. Dies gilt nur unter der Voraussetzung, daß die Quotienten (LOI/Corg) nicht stark variieren. In der Literatur (u.a. FÖRSTNER 1978; PACHUR & RÖPER 1987; MÜCKE 1993) wird ein Faktor von ca. 2 angegeben.

 

 

3.5.4    Schwefelbestimmung

 

Der prozentuale Gesamtschwefelgehalt (S) der Sedimente wurde mit dem S-mat der Firma Ströhlein bestimmt (detaillierte Beschreibung in MÜCKE 1993). Wegen der unvollständigen Freisetzung des Schwefels aus der Probe bei 1400°C Säulenofentemperatur unter Sauerstoffzufuhr (HEINRICHS & HERRMANN 1990) wurde nach jeder Eichung ein Korrekturfaktor errechnet, mit dem die erhaltenen Werte korrigiert wurden.

 

 

3.5.5    Karbonatbestimmung

 

Die Bestimmung der Karbonate (MCO3), im wesentlichen aller Voraussicht nach CaCO3 und untergeordnet MgCO3, MnCO3 und FeCO3 (PACHUR & RÖPER 1987; KÜCHLER-KRISCHUN 1990), erfolgte nach dem Grundprinzip der DIN 18129 (DIN e.V. 1990: S.295ff.). Die Freisetzung von Kohlendioxid nach Zugabe von verdünnter HCl (Einwaage 0,785 g Trockensubstanz) wurde in einem skalierten Druckmeßbehälter gemessen ("Karbonat-Bombe", MÜLLER & GASTNER 1971).

 

 

3.5.6    Schwermetalle

 

Die Metallkonzentrationen (Cu, Cd, Pb, Zn) wurden in dem jungen Sediment in 15 cm-Abschnitten und in der Tiefe an ausgewählten Proben nach DIN 38414, Teil 7 (Königswasseraufschluß), bestimmt (Tonfraktion = < 0,002 mm).

Die analysierten Schwermetall-Gehalte im älteren Sediment sollen als (präzivilisatorische) Background-Konzentrationen gelten (Definition und Bedeutung des Backgrounds in HELLMANN 1972).

Aus diesem Grunde wurden Proben aus älteren Sedimentzonen analysiert, die weitgehend gleiche mineralische und organische Anteile wie die jungen Sedimente haben, um eventuelle Verdünnungen bzw. Anreicherungen von Spurenelementen durch Korngrößeneffekte, verschiedene Bindungsarten, etc. auszuschließen.

 

 

3.5.7    Meßgenauigkeiten, Fehlergrenzen, statistische Analysen

 

Meßgenauigkeiten, Fehlergrenzen

 

Die Kohlenstoff- und Schwefelbestimmungen wurden bei jeder vierten Probe wiederholt bzw. wurde die Eichung der Geräte überprüft. Bei beiden Geräten ergab sich ein mittlerer Fehler von unter 4%. Gemessene Werte unter der gerätespezifischen Meßgrenze (0,005%) erhielten den Wert 0%.

Bei der Karbonatbestimmung lag der Fehler unter 8%, so daß jede Messung wiederholt werden mußte. Die Werte stellen somit einen Mittelwert dar. Die Ablesegenauigkeit der Skalierung des Gerätes betrug plus/minus 0,5%, was bei niedrigen Werten den Fehler erhöht.

Als Fehlerquelle bei der Glühverlustbestimmung gilt generell das Vortäuschen eines zu hohen Anteils an organischer Substanz durch die Verbrennung von wasserhaltigen Silikaten bzw. Mineralen und Sulfiden bei 550°C (DIN e.V. 1990). Entsprechend dem mineralischen Anteil der Sedimente muß dem zusätzlichen Massenverlust durch Wasser eine Rolle zugeschrieben werden.

 

Ein weiterer Fehler liegt möglicherweise in der Interpretation von Einzelwerten größerer Distanz zueinander, die nur durchgeführt werden kann, wenn die Mobilität im Sediment durch z.B. Bioturbation sehr klein oder nicht vorhanden ist. OCHSENBEIN et al. (1983) machten darauf aufmerksam, daß Mudden vertikale Verschiebungen von Konzentrationsanstiegen aufweisen können und daß annuelle Konzentrationsanstiege, insbesondere von Schwermetallen, z.B. durch die direkte Deposition, überbewertet oder nicht erfaßt werden.

Statistische Analysen

 

Die Methodik der statistischen Analysen erfolgte grundlegend nach BAHRENBERG (1985).

Bei der Ermittlung des arithmetischen Mittelwertes und der jeweils parallel festgestellten Standardabweichung (s) wurde die Gewährleistung ihrer Anwendbarkeit berücksichtigt. Wurde die Aussagekraft der Durchschnittswerte in Frage gestellt, so mußten andere Methoden angewendet werden (Median, Häufigkeiten, etc.).

Die Korrelationen erfolgten nach dem Prinzip der Einfachkorrelation nach PEARSON, bei der jeweils zwei Variablen auf ihre gegenseitige Beziehung untersucht werden. Als Maß wurde die Trendkurvendarstellung und der Korrelationskoeffizient (r) aufgeführt.

Bei prozentualen Häufigkeitsanalysen wurde eine Klassenbildung relativ zur Spannweite der Werte gewählt.

 

 

3.6      Flächennutzungskartierung

 

Die Flächennutzung innerhalb der Wasserscheiden beider behandelter Seen wurde im September 1994 in Anlehnung an die Kartieranleitung für Biotope in Brandenburg nach ZIMMERMANN (1994) erfaßt.

 

 

4        Ergebnisse der Untersuchungen

 

4.1     Sedimentologische Charakterisierung der Sedimente des     

          Plötzensees und des Schwarzen Sees

 

Die Sedimentprofile des Plötzensees und des Schwarzen Sees sind in Abbildung 15, 16 (Anhang) und Abbildung 17, 18 (Anhang) dargestellt.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 15: Sedimentprofil des Plötzensees

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 17: Sedimentprofil des Schwarzen Sees (Teil 1)

Entwurf M.Hackelbörger

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 17: Sedimentprofil des Schwarzen Sees (Teil 2)

Entwurf M.Hackelbörger

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 17: Legende für das Sedimentprofil des Schwarzen Sees

 

 

4.1.1    Beschreibung der Mächtigkeiten der Sedimente

 

Plötzensee

 

Die Vorsondierung am tiefsten Punkt des Plötzensees (9,20 m Wassertiefe) ergab eine Limnitmächtigkeit von unter 12 m. Mit dem "GUNKEL"-Gerät und zwei Stechrohren (PLZ 2,1, PLZ 2,2) wurden die Limnite bis zur maximalen Sedimenttiefe von 8,00 m gewonnen (Abb.15, 16 - Anhang).

Die unterste Partie der Sedimentsäule der letzten Kernung (PLZ 2,2) erwies sich als olivgraue, ungeschichtete Kalkmudde (starke CO2-Entwicklung bei Kontakt mit verdünnter HCl), so daß eine zweite vollständige Bohrung zur Gewinnung der Kalkmudde und der liegenden Schichten notwendig war.

 

Die zweite Bohrung (PLZ 3) erreichte die Schichten bis 8,40 m Sedimenttiefe. Es konnte jedoch aus dem zuletzt benutzten Stechrohr (PLZ 3,2) nur der untere Meter entnommen werden, was wahrscheinlich auf eine Kompaktion der Limnite beim Auspreßvorgang beruhte. Dieses Sediment enthielt die oben angesprochene Kalkmudde und im Liegenden eine Sandschicht. Eine Konnektierung des untersten gewonnenen Sediments der ersten (PLZ 2,2) mit dem der zweiten Kernung (PLZ 3,2) konnte durchgeführt werden. Dies führte zur Feststellung, daß seit dem Spätglazial 8,05 m Mudden mit einer zwischengelagerten Sandschicht (7,85 m - 7,95 m Sedimenttiefe) am heute tiefsten Punkt des Plötzensees abgelagert worden sind. Die älteste Mudde liegt auf einer absoluten Höhe von 45,15 m ü.N.N..

 

Von den liegenden Basissanden unter der Kalkmudde konnten 35 weitere Zentimeter gewonnen werden, so daß die Mächtigkeit des Kerns am Plötzensee insgesamt 8,40 m beträgt. Die auf die Methode zurückzuführende Schichtlücke beträgt lediglich 36 cm (0,80 m - 1,16 m Sedimenttiefe).

 

Schwarzer See

 

Mehrere Vorsondierungen am Schwarzen See waren notwendig, um die relativ zum Plötzensee sehr mächtigen Limnite zu durchteufen. Es ergab sich eine Mindestmächtigkeit von ca. 15 m Mudden, so daß neben der "GUNKEL"-Probenahme insgesamt sechs Stechrohre (SZS 2,1 - 2,6) verschiedener Länge notwendig waren, um ein vollständiges Profil zu erhalten (Abb.17, 18 - Anhang).

 

Die Kernungen erfolgten problemlos, so daß eine vielschichtige Sedimentfüllung von 16,50 m, unterbrochen zwischen 0,70 m und 1,50 m Sedimenttiefe, am tiefsten Punkt (8,5 m Wassertiefe) des Schwarzen Sees gewonnen werden konnte.

Die älteste Mudde wurde auf einer Höhe von 31,68 m ü.N.N. (15,92 m Sedimenttiefe) abgelagert. Im Vergleich zum Plötzensee befinden sich jedoch über dieser Kalkmudde noch mehrere Wechsellagerungen von Sanden und Mudden.

 

 

4.1.2    Charakterisierung der Sedimente

 

Plötzensee

 

Die gesamte am Plötzensee gewonnene Sedimentsäule von 8,40 m Länge konnte in 27 Sedimentzonen (Sez) gegliedert werden (Abb.15, Tab.1 - Anhang).

Makroskopisch betrachtet erscheint das Sediment der ganzen Kernstrecke mit Ausnahme der unteren Schichten (Sez 1 - 5) relativ homogen, da es sich in Farbe und Textur nur wenig unterscheidet.

Die im nassen Zustand überwiegend elastischen, gallertartigen und olivschwarzen Mudden oberhalb des Tiefenmeters 7,75 sind bis zum jüngsten Sediment aus sehr feinkörniger, organischer und kalkfreier (keine CO2-Entwicklung bei Kontakt mit verdünnter HCl) Substanz zusammengesetzt und wurden in der Hauptgruppe der Limnopelohumite als Lebermudden und Feindetritusmudden ausgewiesen.

Die Bezeichnung "Lebermudde" beschreibt OVERBECK als älteren, "bäuerlichen" Begriff, der auf der leberartigen, "gallertartig-elastischen" Konsistenz der Mudde basiert (OVERBECK 1975: S.84ff., früher "Algengyttja").

 

Auf die insgesamt 4 m mächtigen Schichten im unteren Bereich dieser Limnitsequenz (Sez 6 - 17), die durch Lebermudden gekennzeichnet sind und nur bezüglich der Farbe einen Wechsel aufweisen, folgt im Profil oberhalb von 3,75 m eine Wechsellagerung von schwarzen, plastischen Mudden und grauoliv bis olivschwarzen Lebermudden (Sez 18 - 24).

Die plastischen Mudden sind wegen ihres stellenweise auftretenden Gehaltes an unterschiedlich stark zersetzter organischer Substanz im Millimeterbereich in die Kategorie der Feindetritusmudde zu stellen.

 

In den jüngeren Partien werden geringmächtige (ca. 30 cm), verschiedenfarbige (olivschwarz, grauoliv) und ebenfalls organogene, teils lebermuddenartige Feindetritusmudden (Sez 25 - 27) angetroffen, deren sehr lockere Konsistenz offensichtlich durch den Wassergehalt bestimmt wird.

Dieser obere Sedimentabschnitt weist ebenso wie der des mächtigen Mittelteiles wahrscheinlich auf unterschiedliche Sedimentationsbedingungen hin.

 

Im Liegenden der beschriebenen Feindetritus- und Lebermudden sprechen der zunehmende Kalkgehalt (mäßige CO2-Entwicklung bei Kontakt mit verdünnter HCl), die helle, diffuse Fleckung (Schichtung mit undeutlichen Schichtgrenzen) und der frische Geruch für die Ausweisung als geringmächtige Kalkmuddelagen (Limnocalzit, Sez 5), die vom Tiefenmeter 7,85 m ab in eine dreigliedrige Lage von mineralischen Komponenten im Korngrößenbereich von 0,063 mm - 2 mm abrupt wechselt (MERKT et al. 1971: Seesande). Die lagenweise wechselnden Korngrößen der schwach humosen, 10 cm mächtigen Sande der Sedimentzone 3 (f,m S - m,g S) geben Auskunft über die physikalischen Kräfte zur Zeit der Sedimentation.

 

Zwischen diesen Sanden und den relativ homogenen Sanden an der Basis des Kerns (Sez 1) liegt im Tiefenbereich von 7,95 m bis 8,05 m eine graue Mudde, die im Profil keine markanten Unterschiede aufweist. Das Sediment erwies sich aufgrund des hohen Kalkgehaltes (starke CO2-Entwicklung bei Kontakt mit verdünnter HCl), des olivgrauen Farbwertes und des frischen Geruches als Kalkmudde (Sez 2).

 

Mit Erreichen der ältesten, hellolivgrauen Seesande (f,m,g S), die erst bei der zweiten Gesamtbohrung erreicht wurden (PLZ 3,2) konnte schon im Gelände festgestellt werden, daß am Plötzensee, abgesehen von der geringmächtigen Schichtlücke (0,80 - 1,16 m), wahrscheinlich ein vollständiges spätglaziales und holozänes Profil erhalten wurde.

 

Schwarzer See

 

Das insgesamt 16,50 m lange Sedimentprofil des Schwarzen Sees wurde nach makroskopischen Gesichtspunkten in 65 Sedimentzonen stratifiziert (Abb.17, Tabelle 2 - Anhang).

 

Im allgemeinen überwiegen im oberen und großen mittleren Teil des Profils bis 14,93 m Sedimenttiefe olivgraue bis schwarze, stark kalkhaltige (starke CO2-Entwicklung bei Kontakt mit verdünnter HCl) Mudden verschiedenster Ausbildung. Sie sind innerhalb der Hauptgruppe der Limnocalcite in die Gruppe der Kalkmudden zu stellen, da sie im Kontakt mit verdünnter HCl nicht völlig zerfallen (20% - 90% Karbonatanteil an der Trockensubstanz).

 

Die jüngsten, dunkelolivgrauen und olivschwarzen Kalkmudden unterhalb des Kalksapropels (0,003 m - 0,23 m, starker Schwefelwasserstoffgeruch bei Kontakt mit verdünnter HCl) unterscheiden sich vertikal im Zentimeter- bis Dezimeterbereich und weisen grobe Schichtungen sich abwechselnder heller und dunkler Substanz auf. Sie sind nach unten bis 2,13 m unter Seegrund (Sez 56 - 65) als Fleckung bis Laminierung (FÜCHTBAUER: S.841ff.: ausgeprägte Schichtung, Schichtmächtigkeit < 0,2 cm) ausgebildet.

Es folgt im Sedimentprofil bis zu einer Profiltiefe von 13,28 m (Sez 55 - 36) mit der Tiefe ein ständiger Wechsel von olivgrauen bis schwarzen und geringmächtigen, olivschwarzen Kalkmudden. Dieser Bereich ist überwiegend durch diffuse Fleckungen bestimmt.

Eine eingeschaltete feindetritusartige Mudde ist im Tiefenbereich von 3,70 m bis 3,94 m augenfällig (Sez 54). Der Kern enthält dort das einzige Vorkommen von organischen Resten im Millimeterbereich in den Kalkmudden. Für die Gliederung der Mudde ist der hier hohe Kalkgehalt weiterhin ausschlaggebend, so daß der Bereich ebenso wie die hangenden und liegenden Schichten als Kalkmudde ausgewiesen wird.

 

Die Schichtbereiche unterhalb der homogenen, schwarzen Kalkmudde (Sez 36) werden von feinlaminierten Rhythmiten bis zu einer Tiefe von 14,42 m eingenommen, die aufgrund ihrer Farbwerte in die Sedimentzonen 29 bis 35 gegliedert wurden. Beim Trocknen hellte das Sediment stark auf, wobei die rhythmische Struktur sehr deutlich wurde (Abb.19). Es zeigte sich in diesem mächtigen Bereich ein ununterbrochener Wechsel von jeweils unter 0,01 cm mächtigen hellen und bräunlich oxidierenden, dunkleren Feinschichten (FÜCHTBAUER 1988: S.841ff.: feinlaminierte Rhythmite).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 19: Rhythmisch geschichtete Kalkmudde

 

Die Rhythmite werden unterlagert von schwach gefleckten, schwarzen Kalkmudden in Sez 28 und einer darunter liegenden, homogenen Kalkmuddenschicht bis 14,93 m Sedimenttiefe (Sez 27).

 

Die Kalkmudden zwischen dem Kerntop und 14,93 m Sedimenttiefe werden im Liegenden erstmalig von einer humosen Sandschicht abgelöst, deren humoser Anteil nicht zur Ausweisung einer Sandmudde reicht. Die diese Sande unterlagernde Sez 25 ist eine typische Kalkmudde, die der Sez 27 gleicht. Es scheint, als ob Sez 27 und 25 eine unterbrochene Periode gleicher Sedimentationsbedingungen widerspiegeln.

 

Auf verschiedenartig zusammengesetzte Sande und einer darin 1 cm tiefen, zwischengeschalteten Kalkmudde (Sez 20) folgen Schichten, die aus gefleckten bis laminierten und teils sandhaltigen Kalkmudden bestehen und in der unteren Hälfte dieser Sequenz eine tiefschwarze Farbe und eine plastisch-schmierige Konsistenz aufweisen (Sez 16: 15,45 m - 15,56 m). Dem Sediment entweicht bei Zugabe von verdünnter HCl Schefelwasserstoff, was vermutlich auf die Anwesenheit von Eisensulfiden zurückzuführen ist. Deren Vorkommen erklärt auch die starke Schwarzfärbung. Die Kalkmudde wurde aus diesem Grunde als Kalksapropel ausgewiesen.

Eine Schicht von größtem Interesse dürfte die Laacher Tephralage im Tiefenbereich von 15,570 m bis 15,572 m sein (Abb.20), die für diesen Bereich eine absolute Zeitmarke darstellt (s.Kap.2.2.4.2).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

                                             15,572 m  15,570 m   15,600 m    Sedimenttiefe

 

Abbildung 20: Laacher Tephralage (SZS 2,5/15,571)

 

Die Ablagerungen des Spätpleistozäns im Liegenden der Laacher Tephralage sind deutlich gegliedert. Unterhalb von drei Limnominerit-Lagen (f,m,gS - fS - sU) zwischen 15,58 m und 15,63 m Sedimenttiefe wird der nach unten folgende Abschnitt des Profils bis 15,92 m hauptsächlich von Kalkmudden gebildet. Im feuchten Zustand zeigt sich eine feinere Gliederung in schwarzen Kalksapropel (Sez 9: 15,63 m - 15,70 m, vgl.Sez 16) und grauoliver Kalkmudde, die in der Sez 7 im Bereich zwischen 15,74 m und 15,76 m Sedimenttiefe schwarz gefleckt ist.

 

Das Profil wird nach unten mit den ältesten entnommenen Sanden, in denen verschiedene Korngrößen vermischt sind und die zwischen 15,98 m und 16,41 m keine signifikanten Unterschiede aufweisen, durch Sez 1 abgeschlossen. Hier enthält das 7 cm mächtige Sediment als Nebengemengteil Grobdetritus, der zur Klassifizierung der Schicht als Grobdetritusmudde führt.

 

Zusammengefaßt wurde höchst wahrscheinlich eine vollständige spät- und postglaziale Sedimentabfolge dem Schwarzen See entnommen. Unglücklicherweise ist die Tiefe der Schichtlücke zwischen 0,70 m und 1,50 m Tiefe sehr groß, so daß eventuell für die noch folgende Interpretation der jüngeren Sedimente ein entscheidender Sedimentbereich fehlt.

 

 

4.2      Geochemische Charakterisierung der Sedimente des

           Plötzensees und des Schwarzen Sees

 

Die aus den Analysen hervorgehenden Werte werden in Abbildung 21a und 22a parallel zur Sedimentstratigraphie und in Abbildung 21b und 22b jeweils in einer Gesamtgraphik dargestellt. Bei der Darstellung der Werte des Plötzensees erwies sich die logarithmische Darstellung der Sedimenttiefe in Abbildung 21b als übersichtlich.

Die analysierten Werte sind in der Tabelle 3 (Plötzensee, Anhang) und der Tabelle 4 (Schwarzer See) aufgelistet.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 21a: Wassergehalt (H2O), Gesamtgehalt Kohlenstoff (Cges), anorganischer Kohlenstoff (Canorg), Karbonate (MCO3) und Schwefel (S) im Sediment des Plötzensees

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 22a: Wassergehalt (H2O), organischer Kohlenstoff (Corg), Karbonate (MCO3) und Schwefel (S) im Sediment des Schwarzer Sees

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 22b: Wassergehalt (H2O), organische Substanz (org. Subst.), anorganischer Kohlenstoff (Canorg), Karbonate (MCO3) und Schwefel (S) im Sediment des Schwarzer Sees (ohne Schichtlücke)

4.2.1    Wassergehalt

 

Plötzensee

 

Der relativ hohe Wassergehalt, der in seinem Kurvenverlauf (Abb. 21a, 21b) mit der Tiefe eine nahezu stetige und leichte Abnahme bis 7,75 m Tiefe unter Seegrund aufweist, liegt zwischen 1,16 m und 7,5 m bei durchschnittlich 93% (s=2,7) und auf der Strecke zwischen 1,16 m und 5,05 m bei durchschnittlich 95% (s=0,7).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 21b: Wassergehalt (H2O), organische Substanz (org. Subst.), anorganischer Kohlenstoff (Canorg), Karbonate (MCO3) und Schwefel (S) im Sediment des Plötzensees (ohne Schichtlücke)

 

In den darüberliegenden Partien wurde der Wassergehalt wegen seines sehr hohen Anteils (> 95%) nicht bestimmt. Die Konsistenz kann als dünnflüssig bezeichnet werden.

 

Merkliche Änderungen in Form von stark abnehmenden Wassergehalten treten erst unterhalb 7,75 m Tiefe am Übergang der Lebermudde zur Kalkmudde auf. Darunter zeichnen sich die Sande (PLZ 2,2/7,93) durch Werte um ca. 20% aus. Im Bereich der aus makroskopischer Sicht homogenen Kalkmudde (Sez 2) sind verschieden hohe Wassergehalte gemessen worden (44,9%, 26,6%). Ein geringer Wassergehalt von 17,5% tritt in 8,15 m Sedimenttiefe in den Basissanden auf.

Schwarzer See

 

Die tiefenbezogene Abhängigkeit des Wassergehaltes der Limnite des Schwarzen Sees vom Kerntop bis zur Sez 30 in 14,37 m unter dem Seeboden ist unverkennbar (r=0,92).

In den Abbildungen 22a und 22b wird ersichtlich, daß die Schwankungen aufweisende Abnahme des Wasseranteils in dem relativ homogenen Bereich zwischen den jüngsten Sedimenten (Sez 65: 82,3%, Sez 64: 76,1%) und der Sez 47 (7,90 m, 50,6%) von einer schwächeren Abnahme bis zur Liegendgrenze der rhythmisch geschichteten Kalkmudden (14,42 m) mit Werten zwischen 50% und 40% gefolgt wird.

 

Unterhalb dieser stetigen Abnahme mit der Tiefe sind die Wassergehalte recht unterschiedlich. Die hohen Werte der älteren Kalkmudden und -sapropele in den Sez 28, 25, 20, 15 und 9 (ca. 50%, Maximalwert 67,3 in Sez 15) werden im Kurvenverlauf von geringeren der Sandlagen unterbrochen (durchschnittlich 27,8%).

Die das Profil nach unten abschließenden Sande haben einen Wasseranteil von 20%.

 

 

4.2.2    Organischer Kohlenstoff und Glühverlust

 

Der Glühverlust stellt einen ausgezeichneten Näherungswert für den Gehalt an organischer Substanz in Seesedimenten dar. Die Methode der Umrechnung des Anteils des organischen Kohlenstoffes in organische Substanz wurde in Kapitel 3.5.3 (Glühverlustbestimmung) beschrieben.

 

Plötzensee

 

Wie Abbildung 23 zeigt, läßt sich der Gehalt des organischen Kohlenstoffes sehr gut mit den Glühverlust-Werten korrelieren (r=1). Der durchschnittliche Quotient aus LOI und Corg beträgt bei den Limniten des Plötzensees 2. Das Produkt aus Corg und diesem Faktor ergibt den Anteil an organischer Substanz und wurde bei allen Proben verwendet.

Beruhend auf nicht nachweisbarem anorganischen Kohlenstoff in den Sez 27 - 6 ist Cges als Corg anzusehen.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 23: Das Verhältnis organischer Kohlenstoff zum Glühverlust im Sediment des Plötzensees und Schwarzen Sees

 

Die Mudden weisen mit durchschnittlich 64,4% (s=22,3) in der gesamten Sedimentsäule und durchschnittlich 71,7% (s=8,6) in den Sez 6 - 27 einen hohen Gehalt an organischer Substanz auf.

 

Man sieht, daß im grundlegend zunehmenden Trend des Anteils der organischen Substanz von den jüngeren Sedimenten bis zur Sez 17 (hier Maximalwert 92,32%) und abnehmenden Trend bis zur unteren Grenze der mächtigen Schicht Sez 6 mehrmals erhebliche Schwankungen auftreten. Diese übersteigen zum Teil 10% der Trockensubstanz.

 

Unterhalb 7,50 m fallen die Werte deutlich ab und betragen in der jüngeren Sandlage 1,24% und 0,86%. Die zwischen die Sandlagen geschaltete Kalkmudde weist mit 5,74% organischer Substanz wieder einen höheren Wert auf als die liegenden Basissande, deren Anteil erwartungsgemäß auf unter 1% in einer Sedimenttiefe von 8,15 m zurückgeht.

 

Schwarzer See

 

Bei den ausgewählten Proben des Schwarzen Sees, wo der Anteil organischer Substanz (LOI) ebenfalls durch Massenverlust bei einer Temperatur von 550°C bestimmt wurde, läßt sich der Corg mit dem Glühverlust (Abb.23) gut korrelieren. Der durchschnittliche Faktor aus LOI und Corg beträgt 2,3. Die Abweichungen der Quotienten von diesem Wert sind jedoch höher als die der Proben des Plötzensees. Der Faktor 2 konnte für alle Proben zur Umrechnung der organischen Substanz angewendet werden, da die Abweichungen wahrscheinlich auf den hohen Mineralanteil der Proben zurückzuführen sind (s.Kap.3.5.7).

 

Im Vertikalprofil der Anteile der organischen Substanz an der Trockensubstanz fallen fünf Maximalwerte auf. Der höchst gemessene Gehalt von 13,9% liegt zwischen dem Anstieg unterhalb der obersten Schicht Sez 65 (10,9% auf 13,4%) und den darunter allmählich niedriger werdenden Anteilen bis zur Sandlage Sez 26 im Tiefenmeter 14,96 (1,9%).

Im letztgenannten mächtigen Bereich abnehmender Gehalte von 8,6% auf 4,4% weisen nur die Schichten Sez 28 und 29 mit geringeren Gehalten (3,9%, 1,9%) eine Unregelmäßigkeit auf.

 

Die drei Maxima in der unteren Limnitsequenz der Kalkmudden und -sapropele (8,9%, 7,2%, 8,6%) werden durch die deutlich geringeren Gehalte in den Sandschichten strukturiert, wobei die Sande mit Ausnahme der organisch armen Basissande und der Schluffschicht (Sez 10) mit Gehalten an organischer Substanz zwischen 2,4% und 4,7% als schwach humos gelten.

 

Auffällig sind die relativ geringen Werte der ältesten Kalkmudde (Sez 6 - 7, durchschnittlich 1,3%) im Vergleich zu jüngeren, wie z.B. die Kalkmudde in Sez 20 (9,8%).

 

 

4.2.3    Anorganischer Kohlenstoff und Karbonate

 

Plötzensee

 

Der Faktor, der multipliziert mit den Canorg-Gehalten den Anteil an Karbonaten wiedergibt (s.Kap.3.5.2), konnte bei den Proben mit mehr als 16% MCO3 auf 10 errechnet werden.

 

Das Vorkommen von anorganischem Kohlenstoff und damit verbunden von Karbonaten beschränkt sich auf die älteren Limnite des Plötzensees. Während in der untersten Partie der mächtigen Sez 6 in 7,72 m Sedimenttiefe 1,19% Canorg nachweisbar war, treten Karbonate erst unterhalb der Sez 6 in der Kalkmudde auf (PLZ 2,2/7,77). Die sedimentologische Ausweisung dieses Bereiches als Kalkmudde erweist sich mit MCO3-Gehalten von 29% (3,02% Canorg) als gesichert, die Analyse der Probe PLZ 2,2/7,72 als fehlerhaft.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 24: Das Verhältnis Karbonate zum anorganischer Kohlenstoff im Plötzensee und Schwarzen See

 

Demgegenüber zeigen der Inhalt der liegenden Schicht (Sez 4) mit einem deutlich geringeren Karbonatgehalt von ca. 2%, was schon im Fehlerbereich der Methode liegt (s.Kap.3.5.7), und das Nichtvorhandensein anorganischen Kohlenstoffes mit dem schon erwähnten Rückgang des Gehaltes an organischer Substanz, daß die ältesten Lebermudden hier eine Übergangsschicht zu den liegenden Sanden (Sez 2, 5% MCO3) darstellen und wahrscheinlich einen höheren Anteil silikatischer Komponenten aufweisen.

 

Höhere Karbonatgehalte wurden erst wieder im Horizont Sez 2 in der Kalkmudde angetroffen (PLZ 2,2/7,98: 29% MCO3, 3,10% Canorg), die auf der kurzen Distanz von 2 cm auf die Hälfte zurückgehen. Der untere Teil der Kalkmudde wäre aus Sicht der Karbonate ebenso wie Sez 4 als Übergang zu den karbonatarmen liegenden Sanden anzusehen.

 

Schwarzer See

 

Aufgrund der Länge des Sedimentprofils des Schwarzen Sees und der damit verbundenen hohen Anzahl von Proben richtete sich die Auswahl der Proben, an denen die Canorg- und MCO3-Bestimmung vorgenommen wurde, nach den sich ändernden Gehalten der übrigen Parameter (S, Corg, H2O, Farbe, etc.) mit Ausnahme der älteren Schichten, wo alle Sedimentzonen auf ihren karbonatischen bzw. Canorg-Anteil analysiert wurden.

 

Die lineare Regressionsanalyse von den Karbonatgehalten gegen den Canorg-Anteil zeigt in Abbildung 24 eine sehr gute positive Korrelation (r=1). Der gemittelte Quotient beträgt 9,05 (s=0,92).

 

Ähnlich der Gehalte an Wasser, Schwefel und Corg sind die wesentlichen Unterschiede der parallel verlaufenden Karbonat- und Canorg-Anteile im Sedimentprofil des Schwarzen Sees in den jüngeren und älteren Sedimentzonen.

Der dazwischen liegende Mittelteil des Profils (3,00 m - 14,50 m) ist durch generell mit der Tiefe leicht zunehmende und sehr hohe Konzentrationen zwischen 8,69% und 10,70% Canorg (71% - 94% MCO3) gekennzeichnet.

 

Die obersten Limnite (Sez 65) weisen geringere Karbonatgehalte auf (69%), die einige Zentimeter tiefer sogar auf 50 % MCO3 in Sez 60 zurückgehen.

Die scharfe Abgrenzung unterhalb des großen Mittelteils in der Sedimentzone Sez 28, wo die Anteile von 79% (14,50 m) auf 45% (14,64 m) abfallen, war makroskopisch innerhalb der homogenen Kalkmudde nicht erkennbar.

Die durch die grundsätzlich karbonatarmen Sandhorizonte (Sez 26, 24, 22, 19: ca. 18%) getrennten Kalkmudden und -sapropele weisen Karbonat-Höchstwerte der tieferen Partien von über 70% auf.

Die mittlere Probe (SZS 2,5/15,50) der Kalksapropellage tritt in Sez 16 mit dem hohen Anteil von 74% MCO3 deutlich hervor.

Eine Besonderheit stellt die einzig auftretende, kalkfreie Schluffschicht (Sez 10, 15,61 m - 15,63 m) unterhalb des Laacher Bimstuffes dar. Im unmittelbar Hangenden steigt der Gehalt in der Sandlage (15,61 m) um 39% an.

 

Die älteste Kalkmudde (Sez 6 - 8) fällt mit den geringen Anteilen an Karbonaten von ca. 20% bzw. ca. 2% Canorg noch in die genannte Muddenuntergruppe.

Abschließend sei noch der geringe Endwert von 7,5% des abfallenden Kurvenverlaufes der Karbonatgehalte mit dem Alter der Sedimente in den Basissanden genannt.

 

4.2.4    Schwefel

 

Plötzensee

 

Das Vertikalprofil des Schwefelanteils im Sedimentprofil des Plötzensees weist mit durchschnittlich 3,87% (s=2,85) grundlegend für Limnite sehr hohe Werte auf und läßt sich in vier Abschnitte gliedern.

 

Im obersten Sedimentabschnitt fallen die Werte von 2,59% auf 1,47% (Sez 27 - 25) ab. Unterhalb der Schichtlücke weist der Schwefelgehalt bis Sez 13 (4,8 m) einen leichten Anstieg auf (2,73%).

Im dritten Abschnitt des Kurvenverlaufes zeigt sich ein steiler Anstieg bis zum Maximalwert von 11,23% in 7,65 m Sedimenttiefe, der starken Schwankungen unterworfen ist (z.B. in 7,15 m und 6,95 m Sedimenttiefe). Zusammenfassend sind die logarithmierten Werte des Schwefels im dritten Abschnitt tiefenabhängig (r=0,93).

 

Der vierte Abschnitt ist durch eine Abnahme der gemessenen Schwefelgehalte bis zur Sandschicht (Sez 3: 0,06%) geprägt, gefolgt von einer leichten Zunahme in der liegenden Kalkmudde (Sez 2: 0,87%, 0,45%). Der geringste Schefelgehalt in den Sedimenten des Plötzensees ist in den Basissanden zu finden (0,03%).

 

Schwarzer See

 

Die Schwefelgehalte im Schwarzen See übersteigen in 85% aller Proben nicht 0,80%. Durch geringe Werte ist besonders die obere 14,4 m lange Sedimentstrecke ausgezeichnet (durchschnittlich 0,29%, s=0,25).

 

Erst unterhalb des Tiefenmeters 12,70 (Sez 37) steigt der Schwefelanteil mehrmals auf Werte um 1% (Sez 34, 31, 30 28, 20).

In den Kalksapropelhorizonten (Sez 16, 15, 9) ist Schwefel mit nach oben und unten scharf abgegrenzten höheren Gehalten zwischen 2,02% und dem Maximalwert von 4,55% (Sez 16) höher konzentriert, während in den älteren Kalkmudden und Sanden die Gehalte selten 1% übersteigen.

Nahezu punktförmig ist innerhalb des Kalksapropels die Probe SZS 2,5/15,50 im Hangenden der Laacher Tuffschicht mit einem relativ niedrigen Anteil von 0,12% Schwefel auffallend. Die Möglichkeit eines wiederholten Meßfehlers ist infolge der relativ hohen Werte an MCO3, Canorg und des 8% niedrigeren Wassergehaltes in dieser Lage relativ zu den angrenzenden Proben ausgeschlossen. Diese Sachlage spricht für eine nachträgliche Gliederung der Sedimentzone 16 in die drei Zonen 16a, 16b und 16c. Die Zone 16b liegt in einer Tiefe von 15,50 m unter dem Seeboden.

 

 

4.2.5    Mineralischer, nichtkarbonatischer Gehalt

 

Da Seesedimente zum größten Teil von Karbonaten, organischer Substanz und eventuell noch von Schwefel gebildet werden, kann der restliche Prozentanteil zu 100% als mineralischer, nichtkarbonatischer Anteil angesehen werden (= mineralischer Anteil). Dieser Gehalt enthält neben Silikaten, die meist den größten Teil der mineralischen Menge ausmacht, auch noch eine zu vernachlässigende Menge an Hydroxiden, Oxiden, etc..

 

Plötzensee

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 25: Organische Substanz, Karbonate, Schwefel und mineralischer Anteil (helle Fläche) in den Sedimenten des Plötzensees

 

 

Der Anteil des mineralischen Substrates ist in Abbildung 25 als helle Fläche dargestellt. Die Gehalte an minerogenem Material macht im nahezu gesamten Sedimentprofil ca. 10% - 30% aus. Eine deutliche Zunahme auf über 90% (Sande) und 65% (Kalkmudde) ist in dem unteren Bereich und eine leichtere zum Sedimenttop hin von ca. 15% auf ca. 25% zu erkennen.

Dazwischen ist der gesamte Konzentrationsverlauf durch mehrere Zu- und Abnahmen (+/- 10%) des mineralischen Anteils charakterisiert.

 

Schwarzer See

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 26: Organische Substanz, Karbonate, Schwefel und mineralischer Anteil (helle Fläche) in den Sedimenten des Schwarzen Sees

 

Ähnlich der mineralischen Gehalte des PLZ-Kerns zeigt sich in der Flächenverteilung der mineralischen Anteile im Sediment des Schwarzen Sees (Abb.26) ein deutlicher Anstieg der Werte auf ca. 90% im älteren und ein weiterer von ca. 30% zum Sedimenttop, wobei die Anteile im größten mittleren Teil der Kernstrecke mit Werten zwischen 0% und 10% sehr gering ausfallen.

 

Besonders auffällig sind die Proben in einer Tiefe von 3,73 m und 0,58 m, deren Gehalte an mineralischer Substanz relativ zu den benachbarten Gehalten besonders stark zunehmen und die Abnahme im obersten Meter.

 

 

 

4.2.6    Schwermetalle

 

Die gemessenen Konzentrationen der Schwermetalle Kupfer, Cadmium, Blei und Zink im Sediment des Plötzensees und Schwarzen Sees sind in den Tabellen 5 und 6 (Anhang) aufgelistet.

 

 

Plötzensee

 

Aus den Kurvenverläufen in Abbildung 27 wird deutlich, daß die Schwermetalle Cadmium, Kupfer, Blei und Zink in den Limiten oberhalb des Tiefenmeters 0,78 stark und in der Probe PLZ 2,1/1,25 etwas angereichert sind. Dabei bewegen sich die Konzentrationen (in mg/kg) von Cd zwischen 0,4 und 3,6, von Cu zwischen 3,4 und 22,7, von Blei zwischen 64,4 und 173,4, wobei Pb in den tieferen Proben nicht nachgewiesen wurde, und von Zn zwischen 18,7 und 205,4 mg/kg.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 27: Schwermetalle und organische Substanz in den Sedimenten des Plötzensees

Back = Tongesteins-Standard nach TUREKIAN & WEDEPOHL (1961).

 

Mit Hilfe eines Vergleiches der Gehalte im älteren Sediment mit den Werten des Tongesteins-Standards (TUREKIAN & WEDEPOHL 1961; s.Kap.5.2, Abb.27: Back) können die minimalen Gehalte im Sediment des Plötzensees als sehr gering (Cu, Pb, Zn) oder ähnlich (Cd) eingestuft werden.

 

Ein Vergleich der Metallgehalte mit denen der organischen Substanz  ergibt in Abbildung 27 keine Abhängigkeit zwischen beiden Parametern.

 

 

Schwarzer See

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 28: Schwermetalle, organische Substanz und Karbonate in den Sedimenten des Schwarzen Sees

Back = Tongesteins-Standard nach TUREKIAN & WEDEPOHL (1961).

 

Auch im Sediment des Schwarzen Sees sind die Schwermetalle vorrangig mit Ausnahme des Cadmiums im oberen Teil des Profils konzentriert, während die Minima für die älteren Schichten unterhalb von 1,55 m Sedimenttiefe kennzeichnend sind (Abb.28). Als minimale Konzentrationen (in mg/kg) wurden für Cu 3,1, für Pb 19,1, für Zn 1,4 und als maximale Gehalte für Cu 13,4, für Pb 63,1 und 69,2 mg/kg für Zn analysiert.

Anomalien im zunehmenden Trend der Gehalte wurden in einer Sedimenttiefe von 0,50 m und 2,15 m durch Peaks im Kurvenverlauf festgestellt.

Die Cd-Konzentrationen weisen dagegen höhere Gehalte in den tieferen Proben auf und schwanken im Sedimentprofil zwischen 3,3 mg/kg und 4,6 mg/kg.

Die Gehalte der unteren Partien (3,00 m, 8,20 m, 14,40 m) liegen deutlich unter (Cu, Zn), in ähnlicher Höhe (Pb) und deutlich über (Cd = 3,7 mg/kg [!]) den gemittelten Gehalten von TUREKIAN & WEDEPOHL (1961; s.Kap 5.2, Abb.28: Back).

 

Aus dem rechten Teil der Abbildung 28 (MCO3, organische Substanz) wird im Vergleich eine Korrelation der MCO3- zu den Metallanteilen deutlich. In der Interpretation muß diskutiert werden, ob ein kausaler Zusammenhang zwischen beiden Parametern besteht.

 

 

4.2.7    Korrelationen der chemischen Komponenten und das

            C/S-Verhältnis

 

Es wurden sämtliche Werte aller Parameter der gesamten Profile und, wenn es sinnvoll erschien, auch sequenzweise miteinander in Bezug gesetzt.

 

Die Abhängigkeiten zwischen organischem Kohlenstoff/Glühverlust, anorganischem Kohlenstoff/Karbonaten und einigen tiefenbezogenen Korrelationen (Wassergehalt, Schwermetalle) beider Profile wurden schon in den vorangegangenen Kapiteln beschrieben.

Die offensichtlich sehr guten Korrelationen zwischen den einzelnen Schwermetallen (r>0,8) bedürfen wegen des geringen Probenumfanges und der visuell einfach zu bestimmenden Abhängigkeiten in den Abbildungen 27 und 28 keiner näheren Ausführung (s.Kap.4.2.6).

 

Die anschließend beschriebenen C/S-Verhältnisse sollen dazu dienen, einige Aussagen über den Grad der Mineralisierung des organischen Materials und des reduktiven Milieus vorzunehmen (GORHAM & SWAINE 1965; BERNER & RAISWELL 1983; SCHMIDT 1987).

 

Plötzensee

 

Da alle Werte im Sediment des Plötzensees unterhalb des Tiefenmeters 7,75 stark variieren, wurden neben der Korrelation der Werte des gesamten Profils (r) die zusätzlichen Korrelationen des Bereiches von 0 m bis 7,75 m (rL, L = Lebermuddenbereich) und von 7,75 m - 8,40 m (rKS, KS = Kalkmudde und Sande) durchgeführt.

 

Besonders hoch ist der Zusammenhang zwischen der organischen Substanz und den Wassergehalten (r=0,92) im gesamten Profil. Als Folge der tiefenbezogenen Abhängigkeit der Wassergehalte (r=-0,45, rL=-0,64) verhält sich diese für die organische Substanz ähnlich (r=-0,51, rL=-0,40).

 

Ein entgegengesetztes Verhalten zeigen die Kurven für Schwefel und die organische Substanz oberhalb der jüngeren Kalkmudde (rL=-0,80), deren Parallelverlauf darunter den hohen Korrelationskoeffizienten von rKS=1 bedingen.

 

Abbildung 29 zeigt für das C/S-Verhältnis grundsätzlich eine Zweiteilung des Sedimentprofils des Plötzensees. Während der Bereich der Lebermudde vom Tiefenmeter 7,75 zur höchsten Probe des Kerns einen stetigen Anstieg von C/S = 3 auf 24 aufweist, bewegen sich die C/S-Werte unterhalb der Lebermudde zwischen 3 - 4 (Kalkmudde) und 6 - 12 (Sande).

Etwas unauffällig in Abbildung 29 dargestellt, aber von wahrscheinlich großer Wichtigkeit ist der markante Abfall im jüngsten Sediment von C/S = 24 auf 14.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 29: Das C/S-Verhältnis im Sediment des Plötzensees

 

 

Schwarzer See

 

Ebenso wie bei den Werten des Plötzensees besteht zwischen der organischen Substanz und den Wassergehalten eine direkte Abhängigkeit (r=0,94).

 

Eine mäßig gute Korrelierbarkeit zeigt sich dagegen zwischen den Karbonatanteilen und i. denen der organischen Substanz (r=0,54) und ii. den Wassergehalten (r=0,63), obwohl in Abbildung 22a, 22b auch zum jüngeren Sediment hin eine gegenläufige Tendenz aufgezeichnet ist.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 30: Das Verhältnis der Karbonatanteile zum Wassergehalt und zur organischen Substanz im Sediment des Schwarzen Sees

 

Die Grenze zwischen positiver und negativer Korrelation liegt nach der Punktestreuung in Abbildung 30 bei ca. 65% MCO3.

In der Abbildung wird weiter deutlich, daß eine Gliederung der Punkteverteilung nach MCO3-Gehalten, abgesehen von einigen Ausnahmen, eine Gliederung der Sedimente ermöglicht:

 

- MCO3:  0% - 21%, Sande

- MCO3: 24% - 50%, ältere Kalkmudde

- MCO3: 50% - 73%, jüngere und ältere Kalkmudde und -sapropele

- MCO3:     > 84%, Kalkmudde im mittleren Bereich des Sedimentprofils

 

Deutliche Unterschiede weisen die Kurvenverläufe des Schwefels und der Karbonate auf (r=0,03).

Von Interesse wäre noch der Zusammenhang zwischen den Wertepaaren organische Substanz/Schwefel. Es zeigt sich, daß keine Abhängigkeit zwischen den beiden Gehalten besteht (r=0,20).

 

Das C/S-Verhältnis liegt im größten Teil des Sedimentprofils des Schwarzen Sees unter 18 und wird vertikal auf der gesamten Kernstrecke von mehreren Peaks gegliedert (Abb.31).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 31: Das C/S-Verhältnis im Sediment des Schwarzen Sees

 

Der "Grundwert" liegt dabei an der Basis des Kerns unter 5 und im großen Mittelbereich unter 18. Geringfügig erhöhte Anteile an organischer Substanz einzelner Proben und die gleichzeitige relativ schwache Erniedrigung der Schwefelgehalte bedingen die stark erhöhten C/S-Werte (Maximalwert 202). Für die Interpretation der C/S-Fläche in Abbildung (Abb.31) scheinen die niedrigen C/S-Werte ("Einbrüche") daher eher von Bedeutung.

 

 

4.3      Flächennutzungen im Wassereinzugsgebiet des Plötzen-

           sees und des Schwarzen Sees

 

Abbildung 32 stellt die Flächennutzungen innerhalb der oberirdischen Wasserscheide dar, die im September 1994 kartiert wurden (vgl.Kap.2.4.2).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 32: Flächennutzungen im Wassereinzugsgebiet des Plötzensees und des Schwarzen Sees

Kartengrundlage: TK 2842, Blatt Zechlin, Entwurf: Marc Hackelbörger.

 

 

Plötzensee

 

Der Plötzensee ist vollständig von Laub-, Nadel- und Mischwald umgeben. Eine Abwechslung im wahrscheinlich sehr kleinen Wassereinzugsgebiet bietet lediglich die Verlandungsfläche, die an den See grenzt.

Schwarzer See

 

Das Wassereinzugsgebiet des Schwarzen Sees wird größtenteils von landwirtschaftlich genutzten Flächen eingenommen. Die übrigen Flächen, insbesondere im nördlichen Bereich, sind Waldbestände und Gärten. Die Siedlungs- und Sandabbauflächen machen insgesamt nur einen geringen Anteil aus.

Im Südwesten des Einzugsgebietes befindet sich eine ehemalige Sandabbaustelle, die als ungeordnete Mülldeponie genutzt wurde (außerhalb der dargestellten Wasserscheide).

 

 

4.4      Zusammenfassender Vergleich der Untersuchungser-

           gebnisse am Plötzensee und am Schwarzen See

 

Vergleich der Mächtigkeiten der Sedimente in Bezug zum Relief

 

Tabelle 7 verdeutlicht, daß im Schwarzen See bezüglich der Mächtigkeit doppelt so viel Limnite seit dem Spätglazial sedimentierten. Das Becken (Unterkante der tiefsten Mudde) des Schwarzen Sees ist im Vergleich 13,47 m tiefer als das des Plötzensees im Relief einsenkt.

Der relative Unterschied der Wasserspiegelhöhen der Seen über dem Meeresspiegel ähnelt dem der Sedimentoberkanten-Höhe ü.N.N.. Die Wassertiefen unterscheiden sich gegenwärtig kaum (Differenz 0,7 m).

 

 

 

 

 

 

 

Tabelle 7: Vergleich der Wassertiefen, der absoluten Höhen der Wasserspiegel, der Sedimentoberkanten (Sedi.Ok), Sedimentunterkanten (Mudden ohne Basissande, Sedi.Uk) und der gesamten Limnit-Mächtigkeiten (Sedi.insges. ohne Basissande) des Plötzensees (PLZ) und des Schwarzen Sees (SZS; Diff = Differenz in m).

 

Dabei ist zu bedenken, daß die ältesten Mudden beider Seen als Vergleichsmarke nicht unbedingt den gleichen Zeitraum repräsentieren. Die Frage nach der Altersstellung dieser ältesten Kalkmudden wird im Kapitel 5.1.1 und 5.1.2 diskutiert.

 

Vergleich sedimentologischer und chemischer Parameter der Sedimente

 

Die in ihrer Zusammensetzung und Gesamtmächtigkeit wesentlich unterschiedlichen Limnite des Plötzensees - zum größten Teil homogene Lebermudden - und des Schwarzen Sees - Kalkmudden, teils rhythmisch geschichtet - weisen hinsichtlich der analysierten chemischen Parameter die Gemeinsamkeit stark unterschiedlicher Gehalte zum älteren Sediment auf, wo das Gefüge der Sedimente offensichtlich nicht mehr überwiegend autochthon bestimmt ist (sandige Mudden, Sandschichten).

Die geringmächtigen Kalkmudden und die dort eingeschaltete Sandlage im Kernprofil des Plötzensees verursachen im Liegenden der insgesamt 7,75 m mächtigen Lebermudden die einzig auftretenden Karbonatgehalte im Kern (< 30%, Abb.33). Im übrigen Profilteil überwiegt der Anteil der organischen Substanz. So zeigt sich in Abbildung 34, daß Werte zwischen 70% und 80% überwiegen, gefolgt von den Werteklassen 60% bis 70% und 80% bis 90% organischer Substanz im oberen und mittleren Bereich der Sedimentstrecke.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 33: Häufigkeiten der Karbonatgehalte im Sediment des Plötzensees und Schwarzen Sees (durchschnittliche Sedimenttiefe nur bei Werten einer Klasse in einem Sedimentbereich)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 34: Häufigkeiten der Gehalte an organischer Substanz im Sediment des Plötzensees und Schwarzen Sees (durchschnittliche Sedimenttiefe nur bei Werten einer Klasse in einem Sedimentbereich)

 

Signifikante Änderungen chemischer Parameter im Profil des Schwarzen Sees kommen im unteren Achtel unterhalb des Grenzbereiches rhythmisch geschichtete Kalkmudde/schwarze Kalkmudde vor (14,42 m unter Seegrund). Neben mehreren eingeschalteten Sandlagen und der Schluffschicht dominieren hier Kalkmudden und -sapropele.

Das Verhältnis MCO3 zur organischen Substanz ist in den Sedimenten des Schwarzen Sees im Vergleich zu denen des PLZ durchgehend anders ausgebildet. Es übersteigen die MCO3-Gehalte in weit über 40% der Proben 80% (Abb.33). In den älteren Sedimenten zeigen sich stark wechselnde Anteile. Der Anteil organischer Substanz macht im Sedimentprofil SZS in ca. 60% aller Proben weniger als 6% aus und liegt in der durchschnittlichen Sedimenttiefe von 6,6 m zwischen 6% und 16% (Abb.33, Abb.34).

In beiden Sedimentprofilen konnte ein Ansteigen der organischen Substanz innerhalb der großen mittleren Bereiche festgestellt werden.

 

Ein Unterschied zwischen beiden Profilen wird in den Schwefelkonzentrationen deutlich. Während der relativ hohe Schwefelanteil der Proben des Plötzensees von 1,47% auf 11,23% in der mittleren Sedimentsäule mit der Tiefe zunimmt, verbleiben die Werte wie Abbildung 35 zeigt in den jungen und mittleren Mudden des Vergleichssees SZS in ca. 90% aller gemessenen Werte unter 1%.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 35: Häufigkeiten der Gehalte an Schwefel im Sediment des Plötzensees und Schwarzen Sees (durchschnittliche Sedimenttiefe nur bei Werten einer Klasse in einem Sedimentbereich)

 

Demnach weisen erwartungsgemäß die älteren Kalksapropellagen des Schwarzen Sees mit maximal 4,55% die höchsten Gehalte an Schwefel im Kern SZS auf. Die Maximalgehalte der Lebermudden (PLZ) liegen dagegen um das 2,5-fache höher (Abb.35).

Aus den durchschnittlichen Tiefen unter dem Seeboden in Abbildung 35 kann weiter ersehen werden, daß die hohen Schwefelgehalte in beiden Profilen in den unteren Partien liegen (PLZ 7,0 m, 7,6 m; SZS 15,6 m).

 

Im mit dem Alter der Sedimente abnehmenden Trend des Wassergehaltes beider Profile zeigten sich einerseits relativ niedrigere Gehalte in den Kalkmudden (SZS durchschnittlich 54%, s=12,09) als in den Lebermudden (PLZ durchschnittlich 93%, s=2,7) und andererseits deutlich stärkere Schwankungen der Werte im Kurvenverlauf des SZS-Profils, die sich in der Sedimentzonengliederung widerspiegeln.

 

Die stark unterschiedlichen Gehalte an MCO3, Schwefel, etc. in den älteren Sedimenten des SZS lehnen sich an die mehrmalige Substratänderung im Profil an. Unterhalb des großen Mittelbereiches (Kalkmudden) konnten die Limnite in 23 Sedimentzonen stratifiziert werden, wogegen das Schichtenverzeichnis des PLZ-Kerns lediglich vier Sez hergibt (ohne Basissande).

Es konnten am Schwarzen See neben den wechselnde Farbtöne und Schichtungen aufweisenden Kalkmudden vier eingelagerte Sandschichten und die Laacher Tephralage mit einer sie unterlagernden, hellgrauen Schluffschicht gewonnen werden. Die unteren Limnite des Plötzensees werden insgesamt von einer Sandschicht unterbrochen.

 

In den Abbildungen 21a, 21b, 22a und 22b ist weiterhin eine Änderung der analysierten Werte zum jüngsten Sediment zu erkennen. Im Kerntop des Plötzensees und des Schwarzen Sees wird dies in einer Abnahme der organischen Substanz und einer Zunahme des Wassergehaltes deutlich.

 

Abgesehen von einer Ausnahme (SZS: Cadmium) erscheint eine Gliederung der Schwermetallgehalte in Top (Werte des jüngeren Sediments) und Basis (Werte des älteren Sediments) sinnvoll. Zum weiteren Vergleich wurden in Abbildung 36 die gemittelten Metallgehalte von TUREKIAN & WEDEPOHL (1961) und HAKANSON (1980) herangezogen (nähere Erläuterungen dazu in Kap.5.2).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abbildung 36: Vergleich der Schwermetallgehalte in den Sedimenten des Plötzensees und des Schwarzen Sees

 

Bei den Schwermetallgehalten zeigt sich allgemein in beiden Profilen, daß grundlegend die Schwermetalle im jüngeren Sediment angereichert sind.

Mit Ausnahme des Cadmiums, dessen Anteile im SZS-Kern zwischen 3,3 und 4,6 mg/kg ausmachen (PLZ 0,4 - 3,3 mg/kg) liegen die Metallgehalte im älteren sowie jüngeren Sediment des Plötzensees bis über das zweifache höher als im Sediment des Schwarzen Sees.

Der hohe Bleigehalt des Plötzensees im älteren Sediment kommt dadurch zustande, daß die Probe PLZ 2,1/1,25 als Basiswert angenommen wurde (vgl. Tab.5).

Ein Vergleich der Basiswerte zum Tongesteins-Standard und den gemittelten Metallgehalten in europäischen und amerikanischen Seen zeigt, daß die gemessenen Kupfer- und Zink-Basiswerte niedriger und die für Cadmium und Blei höher bzw. in ähnlicher Größenordnung vorliegen.

 

Vergleich der Nutzungen in den Wassereinzugsgebieten

 

Durch die Nutzungskartierung wurden wesentliche Unterschiede der Einzugsgebiete beider Seen deutlich.

 

Während die den Plötzensee umgebene Fläche, deren Grundwasser den Plötzensee bei möglicher Grundwasserzufuhr speist (s.Kap.2.4.1, 2.4.2), fast vollständig durch Buchen- und Kiefernwald charakterisiert ist, zeigte sich für die Fläche innerhalb der Wasserscheide des Einzugsgebietes des Schwarzen Sees eine vielseitige Nutzung.

Es überwiegt hier der Anteil der landwirtschaftlich genutzten Fläche an der Gesamtfläche. Die bewaldete und besiedelte Fläche ist mit den Ruderalflächen auf die nähere Umgebung des Schwarzen Sees beschränkt.

 

 

5        Interpretation der Untersuchungsergebnisse

 

5.1     Spät- und postglaziale Entwicklungsgeschichte des

          Plötzensees und des Schwarzen Sees

 

Bei der Interpretation der Untersuchungsergebnisse einzelner Limnitabschnitte wird folgend neben der Sedimentzonengliederung (Sez) eine übergeordnete Klassifizierung der Seesedimente in Anlehnung an die untersuchten sedimentologischen und chemischen Parameter vorgenommen, um das Kapitel möglichst übersichtlich zu gestalten.

 

 

5.1.1    Plötzensee

 

Auf den ersten Blick gibt das gesamte Sedimentprofil des Plötzensees mit der Limnitabfolge Lebermudde/Feindetritusmudde - Kalkmudde - Sande - Lebermudde - Sande eine sehr typische spätglaziale und holozäne Sedimentfolge wieder, die gut mit anderen Seesedimenten parallelisierbar ist (z.B. BEHRE 1966: Westrhauderfehn - Ostfriesland) und der vereinfachten nacheiszeitlichen Sedimentationsabfolge nach OVERBECK (1975: S.393ff.) und im weitesten Sinne nach NITZ (1983) entspricht:

 

- Minerogene Sedimentation während der Ältesten/Älteren Tundrenzeit

- Organogene Muddenbildung während der Alleröd-Schwankung

- Minerogene Sedimentation während der Jüngeren Tundrenzeit

- organogene Muddenbildung seit dem Präboreal

 

Das Fehlen einer Zeitmarke im Sediment, die für die nacheiszeitlichen Phasen der Anzahl nach wenig abgrenzbaren Schichten (eventuelles Vorkommen von tiefer liegenden organogenen Sedimenten oder Hiatus im Sedimentkern; Abb. 15, 16, 21a, 21b) und der Verzicht auf Pollen-, Diatomeenuntersuchungen, etc. erschweren eine Zuordnung der Sedimentzonen zu spätglazialen/frühholozänen Stadialen und Interstadialen und damit die absolute Altersbestimmung einzelner Profilbereiche.

 

Sedimentzone 1: Sande

 

Die feinen bis groben Sande an der Basis des Sedimentkerns verlangen grundsätzlich für einen Transport eine relativ hohe Fließgeschwindigkeit oder intensive morphodynamische Prozesse. So kann, auch hinsichtlich der Lage des Plötzensees in der Talung bzw. der eventuellen subglazialen Schmelzwasserrinne (s.Kap.2.2.3.2, 2.2.4), eine fluviatile, möglicherweise auch zum Teil äolische Sedimentation von Schmelzwassersanden oder deren spätere Umlagerung im Bereich des Beckens oder der angrenzenden, höhergelegenen Regionen wahrscheinlich gemacht werden.

 

Durch die sehr geringen Gehalte an organischem Kohlenstoff und an Karbonaten in dieser Schicht kommt eine Phase zur Zeit der Akkumulation mit niedrigen Temperaturen und damit verbunden eine kaum erwähnenswerte biologische Aktivität im Becken und in der näheren Umgebung des heutigen Plötzensees zum Ausdruck. Unter Zugrundelegung eines kalten Klimas repräsentieren die Sande an der Basis des Profils eine Phase mit spärlicher Vegetationsbedeckung, Dauerfrostboden und Stofftransporten unter periglaziären Bedingungen.

 

Aus den vorliegenden Daten kann nicht geschlossen werden, ob zur Ablagerungszeit der Sande ein wassergefülltes Becken vorhanden oder ob das Becken zur Zeit der Akkumulation Bestandteil einer eisfreien/eisbedeckten/eisunterlagerten mehr oder weniger aktiven ehemaligen Schmelzwasserabflußbahn war. Die Abflußrichtung der Rinne kehrte sich vermutlich nach der Eisbedeckung zur östlich anschließenden Depression des Großen Wumm-Sees um, nach einer Funktion während der Eisbedeckung als eigentlich nach außen (westlich) gerichteten Abflußbahn (CHROBOCK et al. 1983: "extrovertierter zu introvertierter Entwässerung").

Der Plötzensee (Wasserspiegel 62,4 m ü.N.N.) ist heute innerhalb dieser Talung durch eine 70 m ü.N.N. hohe Schwelle vom Großen Wumm-See getrennt, dessen Wasserspiegel auf einer Höhe von 61,0 m ü.N.N. liegt (Abb.3, 5). Die Distanz zwischen beiden Seen beträgt ca. 500 m.

Die große Mächtigkeit und Durchlässigkeit der hier anstehenden Sande und Kiese (s.Kap.2.2.3.2, 2.4.2) und die Trennung der Talung durch die markante Schwelle legen nahe, daß während und nach den spätglazialen Austauphasen eine Speisung eines wahrscheinlich ostwärts gerichteten Grundwasserstromes stattfand. So darf angenommen werden, daß das deutlich getrennte Becken des Plötzensees in der Talung zur Ablagerungszeit der Sez 1 trocken lag (trocken-kalte Phase ?).

Demgegenüber steht die in Kapitel 4.4 beschriebene Sachlage, daß die im Zechliner Gebiet anstehenden Sande östlich der Frankfurter Eisrandlage von tonigen Beckenbildungen großflächig unterlagert werden. Untersuchungen von GAGEL (1915, s.Kap.2.2.3.2), die Lage des Plötzensees im Relief (Tab.7; auch absolute Seebodenhöhen des Großen Wumm-Sees und Großen Zechliner-Sees) und die wahrscheinliche Genese der Talung als subglaziale Schmelzwasserrinne sprechen für mächtige Sande und Kiese, die das Becken unterlagern und eine frühe Wasserfüllung unterbanden (Versickerung).

 

Wird eine Wasserbewegung innerhalb der Talung oder im Becken  zugrundegelegt, die letzendlich die feinklastisch-minerogene Sedimentation bedingte, kann eine verkürzte Austauphase angenommen werden (s.Kap.2.2.4.1). Auch die hangende Muddeschicht läßt vermuten, daß die eigentliche Anlage- und Austauphase des Beckens (MARCINEK & BROSE 1972: "Phase der Beckenbildung") während der Akkumulation der Sande (Sez 1) weitgehend abgeschlossen war.

 

Das maximale Alter der Basissande ergibt sich aus der Lage des Plötzensees zwischen den Eisrandlagen des Frankfurter Stadiums (19.000 - 17.000 b.p.) und der Fürstenberger Staffel (o.Zeitangabe).

Eine Überprägung der Oberfläche durch Überschüttungen von Schmelzwässern der Fürstenberger Eisrandlage oder durch periglaziäre Prozesse (s.Kap.2.2.4.1/2) legen einen Akkumulationszeitraum der entnommenen Sande vor maximal 17.000 Jahren nahe.

Eine ältere Prägung des Reliefs erscheint wegen der relativ nahen Lage zur Frankfurter Endmoräne und der Größe der Formen sehr unwahrscheinlich (vgl. HANNEMANN 1969: Vorprägung im Saale-Glazial).

 

Das Vorkommen der hangenden Kalkmudde (Sez 2), deren Bildungszeit mindestens der böllingzeitlichen Warmphase entspricht (s.unten), legt eine starke Herabsetzung des Maximalalters der Sandakkumulation nahe. Inwieweit spätglaziale Phasen im Kern vertreten sind, muß einer pollenanalytischen Bearbeitung vorbehalten bleiben (s.u.).

Eine große Unsicherheit der genannten Folgerungen liegt in der geringen Mächtigkeit der entnommenen Sez 1 (35 cm), die von älteren Limniten unterlagert sein könnte.

 

Sedimentzone 2: Kalkmudde

 

Da Teile der Sedimentstrecke des Plötzensees und des Schwarzen Sees von Kalkmudden gebildet werden, deren ursächliches Bildungsmilieu in den letzten Jahrzehnten von mehreren Autoren unterschiedlich gedeutet wurde, sollen die Ursachen und Bedingungen der Calcitbildung im folgenden ausführlich dargestellt werden.

 

Die Kalkmudden sind nach PROFT & KREY (1990) "in den liegenden Schichten postglazialer Gewässer keine lokale Besonderheit" und werden als typische postglaziale Limnitsequenzen betrachtet. Ihre Entstehung steht mit der erstmalig eintretenden Klimagunst nach dem Inlandeisabbau und der daraus resultierenden Eutrophierung der wassergefüllten Becken in Verbindung (u.a. MANNY et al. 1978; DUSTIN et al. 1986; PROFT & KREY 1990). Die Bildung von Kalkmudden hat grundlegend folgende Ursachen (SCHMIDT 1987; KÜCHLER-KRISCHUN 1990):

 

- Allochthoner, partikulärer Eintrag mit den Zuflüssen eines Sees

- Produktion von lebenden Organismen als Gerüstsubstanz

- Bildung von Kalkkrusten an Makrophyten im Flachwasserbereich

- Bildung von Onkolithen durch Cyanophyceen im Flachwasserbereich

- autochthone, heterogene (durch Mikrophyten) oder homogene (ohne Beteiligung von

   Fremdstoffen) Nukleierung

 

Folgende Sachverhalte grenzen die Bildungsursache ein:

 

- Allochthone Seesedimente weisen meist deutlich geringe Karbonat- (<20%) und hohe mineralische, nichtkarbonatische Anteile auf

- Die Struktur der Kalkmudden kann als feinkristallin und homogen beschrieben werden (auf feinstrukturierte Kalkmudden wird im einzelnen eingegangen)

- Eine hohe Besiedlung kalkbindender Makrophyten erfolgte generell erst nach dem endgültigen Eintritt warmer, stabiler Bedingungen, muß aber in Betracht gezogen werden (u.a. PROFT & KREY 1990)

- Für die Entstehung karbonatreicher Kalkmudden kann generell eine autochthone, pelagische Calcitpräzipitation angenommen werden (Literatur s.u.)

 

Für die Bildung der Kalkmudden in Sez 2 wird, auch unterstützt durch die unten aufgeführte Literatur, eine autochthone Calcitpräzipitation angenommen.

Es wird allgemein die Auffassung vertreten, daß die Erhöhung des pH-Wertes durch den Entzug von CO2 und HCO3 durch die photosynthetische Aktivität des Phytoplanktons den wesentlichen Faktor der Übersättigung und damit der epilimnischen Calcitfällung darstellt (ROSSKNECHT 1976, 1980; KELTS & HSÜ 1978) Dabei spielt die Nukleierung durch bestimmte Phytoplanktonarten eine wichtige Rolle (STABEL 1986; KÜCHLER-KRISCHUN 1990: S.25, Abb.7).

Entgegen dieser Meinung halten BRUNSKILL (1969) und HICKMAN & WHITE (1989: Spring Lake - W-Kanada) die Temperatur nach dem allgemeinen Grundsatz der geringen CO2-Löslichkeit während hoher Sommertemperaturen für den steuernden Faktor der Calcitfällung. 1990 kam KÜCHLER-KRISCHUN durch zahlreiche Gelände- und Laboranalysen zu dem Ergebnis, daß die von Frühjahr bis Herbst periodisch auftretende (ROSSKNECHT 1977; KELTS & HSÜ 1978; STABEL 1986), autochthone Calcitpräzipitation in einem See durch physikalische, chemische und biologische Faktoren gesteuert wird.

 

Zur Ausfällung autochthonen Calcits im Gewässer müssen verschiedene Bedingungen erfüllt sein:

 

- Ca(HCO3)2 muß in gelöster Form in den See eingetragen werden (MACKERETH 1965: durch Verwitterungslösungen - Podsolierungsprozesse, biochemische Verwitterung - von glazialen Geschieben, zum Teil Geschiebelehm, wird den Seen in den Warmphasen kalkreiches Wasser zugeführt; zusammenfassende Beschreibung der Pedogenese während des Spätglazials in SCHMIDT 1994)

- Das atomare Verhältnis von Ca/Mg muß kleiner als 2 sein, damit primär CaCO3 gebildet wird (MÜLLER et al. 1972 in KÜCHLER-KRISCHUN 1990) , gilt allgemein für See- und Grundwässer des gesamten Rheinsberger Seengebietes (s.Kap.2.4.1, vgl. STABEL 1986: untergeordnete Bildung von Mg-Calcit, Aragonit oder Dolomit; PACHUR & RÖPER 1987: 3 mol% Mg in biogenem Calcit

- Kristallisationshemmende, gelöste Stoffe dürfen nur in niedriger Konzentration vorliegen (STABEL 1986: Polyphenole, Phosphor, Säurederivate, etc. liegen meist nur in geringen Konzentrationen vor)

- Im Seewasser muß das ionische Aktivitätsprodukt von CaCO3 überschritten sein (Voraussetzung sind warme Verhältnisse, die eine hohe photosynthetische Aktivität ermöglichen)

 

Demzufolge repräsentiert die ältere Kalkmudde im unteren Bereich des PLZ-Kerns eine erste Klimabesserung und eine Initialphase der Muddenbildung oder einen Trophiewechsel einer schon wassergefüllten Hohlform unter Stillwasserbedingungen.

Eine Folgerung ist eine erhöhte Bodenstabilität durch Pflanzenbewuchs, die einen weiteren Input von Erosionszeigern verringerte. Die Verwitterung des Bodensubstrates und die beginnende Humusakkumulation führte demnach dem Seewasser eine hohe Nährstoff- und Ca(HCO3)2-Konzentration zu. Damit ist eine erhöhte Anforderung von Pflanzen an CO2 und eine Calcitfällung verbunden.

Ein möglicher Anteil von Mischkarbonaten ließe sich mit weiteren Analysen (Ca, Mg) quantifizieren (s.Kap.4.2.3).

 

Daneben zeigte sich in neueren Untersuchungen, daß eine Calcitfällung nicht zwingend eine Kalkmuddenbildung nach sich zieht. Unter der Annahme einer erhöhten biologischen Aktivität im epilimnischen Wasser wird im Bereich des Tiefenwassers durch Atmung und bakterielle Mineralisation vermehrt CO2 freigesetzt. Die absinkenden Calcitkristalle tragen die Übersättigung in die Tiefe und können dort aufgelöst werden (ROSSKNECHT 1977; KOSCHEL et al. 1987).

Nach KOSCHEL et al. (1983), PROFT (1984) und KÜCHLER-KRISCHUN (1990) sind für Kalkmuddenbildungsphasen infolge einer Calcitlösung im Hypolimnion in tiefen oder der geringen Bioproduktion in flachen oligotrophen und in dystrophen Seen letztgenannte Trophiegrade nicht wahrscheinlich. Eine Calcitbildung herrscht dagegen in flachen und in tieferen meso- bis eutrophen Seen vor.

 

Es können aber für die Kalkmuddenphasen auch sehr nährstoffarme Bedingungen angenommen werden, begründet in dem nachfolgend verdeutlichten Mechanismus der Nährstoffherabsetzung während der Calcitausfällung (u.a. MANNY et al. 1978: Wintergreen Lake - Michigan; WETZEL 1970: Pretty Lake - Indiana).

 

Essentielle Elemente und organische Komponenten werden an die Calcitkristalle adsorbiert. Die Folge ist neben einer limitierten Kohlendioxidkonzentration (= limitierte Phytoplanktonaktivität) im epilimnischen Wasser eine Unterdrückung der mikrobiellen Nährstoffverfügbarkeit und damit der photosynthetischen Effizienz (WETZEL 1970; GOLDMAN & HORNE 1983; DUSTIN et al. 1986).

 

KOSCHEL et al. 1983, WHITE & WETZEL 1985 und KÜCHLER-KRISCHUN 1990 konnten betreffend der Reduzierung der Bioproduktivität feststellen, daß weder die früher angenommene anorganische Bindung von Phosphor an CaCO3 (MURPHY et al. 1983), noch die Limitierung von CO2 (STABEL 1985) die alleinigen algenpopulationshemmenden Faktoren sind. Es führt daneben die lichthemmende, hohe Partikelkonzentration durch die Calcitbildung (KOSCHEL et al. 1987: "whiting", "seasonal clouding"), die Bindung und Ausflockung organischer Substanzen (gelöst und partikulär; KOSCHEL et al. 1983: "Selbstflockung") und der damit verbunde Verlust an Nährstoffen (auch Phosphor) zur "Selbstreinigung der Gewässer" bzw. zum "Selbstschutz" (KOSCHEL et al. 1985, 1993).

 

Aus den aufgeführten Punkten geht hervor, daß wahrscheinlich die plötzlich zunehmende Nährstoffversorgung via versickerter Niederschläge nach Eintritt höherer Temperaturen einen höheren Trophiegrad als den oligotrophen verursachte, jedoch eine fortschreitende (s.o.) Eutrophierung des Gewässers wegen der oben aufgeführten Mechanismen unterblieb. Man könnte also in diesem Fall von einer primären Meso- bis Eutrophie sprechen, die sich in einer sekundären Oligotrophie darstellen kann, was auch die geringen C/S- (fast vollständige Mineralisation, Abb.29) und MCO3-Werte (ca. 30%) bekräftigen.

Die spontan zunehmende biologische Produktivität wird dabei hauptsächlich durch die Konkurrenz zwischen Phytoplankton und gefälltem CaCO3 und infolge der stratigraphischen Lage im unteren Teil des PLZ-Profils eventuell (Spätglazial ?) durch die Temperatur bestimmt.

 

Es kann während der Bildungszeit der Kalkmudde ein niedriger Wasserspiegel angenommen werden, was in dem Fehlen einer rhythmischen Struktur (BERGLUND & WILEY 1986; SULLIVAN 1983; s.Kap.2.2.4.2; Diskussion s.Kap.5.1.2) und eventuell auch im Schwefelgehalt (RUDD et al. 1986; SCHWOERBEL 1993: keine ausgeprägte periodische oder ganzjährige Anoxie im Flachwasser) begründet ist.

BERGLUND (1971) nimmt zum Beispiel für die 1500 Jahre andauernde Calcitfällung (homogene Kalkmuddenlage) während der Bölling- und Alleröd-Wärmeschwankung im Becken Björkeröds Mosse (S-Schweden) eine 2 m bis 3 m hohe Wassertiefe an. Die Bildung von Laminierungen ist nach SULLIVAN (1983) in Seen mit einer maximalen Wasserfläche von 20 ha schon bei 7 m bis 20 m möglich, nach PACHUR & RÖPER (1987) generell schon bei 4 m.

Die Intensität einer Calcitlösung unterhalb der Chemokline kann somit als gering eingeschätzt werden, da dieser Prozeß nur in sehr tiefen, oligotrophen Seen eine Calcitakkumulation unterbindet.

 

Bleibt noch die Frage nach dem Entstehungszeitraum dieses Kalkmuddenbereiches. Die Bildung unter warmzeitlichen Bedingungen bleibt unbestritten, wogegen die Annahme einer bölling- (z.B. BERGLUND 1971: maximale Calcitfällung im Bölling-Interstadial) oder/und typisch ällerödzeitlichen Kalkmudde wegen der schon genannten Gründe nicht gesichert ist (keine absolute Altersmarke im Sediment, etc.).

Da die grob geschätzten Temperaturen während des Meiendorf-Interstadials (MENKE 1968) und vergleichbare Feldbefunde gegen eine präböllingzeitliche Ausbildung sprechen, kann nur die Tatsache einer Klimaoszillation das Alter der Kalkmudde begrenzen. Daher kommen die Wärmeschwankungen des Böllings, Alleröds und/oder Präboreals in Betracht.

Ein Vergleich ermittelter Sedimentationsraten datierter Sedimente mit der Schichtmächtigkeit der Sez 2 erscheint aufgrund des möglichen Zeitraumes nicht sinnvoll.

 

Sedimentzone 3: Sande

 

Die auf die Kalkmudde folgenden drei Sandlagen mit unterschiedlichen Korngrößenspektren stellen offensichtlich eine Unterbrechung der warmzeitlichen Muddebildung dar, die auf eine labile Klimaphase mit vorherrschend allochthonen Input minerogenen Materials infolge fehlender oder lückenhafter Vegetationsbedeckung zurückgeführt werden kann.

Von einer möglichen Absenkung des Seebodens durch eventuelle Austauvorgänge im Untergrund und nachfolgenden Erosionsprozessen, in diesem Fall in drei Phasen, kann abgesehen werden, da ein langandauernder Austauvorgang von Toteisresten eher unwahrscheinlich ist (Kontakt mit fließendem Wasser, s.Kap.2.2.4, s.Sez 1).

Eine Senkung des Sedimentationsniveaus könnte auch durch halokinetische Vorgänge ausgelöst werden, die jedoch für das kleinräumige Untersuchungsgebiet ausgeschlossen werden können (Kap.2.2.2).

Eine weitere Erklärung wäre eine hohe Verdunstung während der warmzeitlichen Verhältnisse (Sez 2), bei denen der vorausgesetzte geringe Wasserspiegel eine zunehmende Erniedrigung erfuhr und der Uferbereich einer Abtragung unterlag (unterschiedliche Niederschlags- und Verdunstungsintensitäten, Kap.2.4.2). Eine zunehmende Senkung der Wassertiefe erscheint als Hauptursache für die minerogene Akkumulation unwahrscheinlich, da sich dies nicht in einem so abrupten Wandel biogener zu dreiphasiger minerogener (nichtkarbonatischer) Sedimentation äußern würde.

 

Die behandelte Sandlage gibt keinen Aufschluß über die Wasserstände während der Sandakkumulation. Es gibt weder Anzeichen eines terrestrischen Pflanzenbewuchses (Trockenfallen) noch einen Beweis phytoplanktischer Produktion (Weiterbestehen der Wassertiefe).

Ein Vergleich der "Einbrüche" sämtlicher Parameter der Kurvenverläufe (Abb.21a, 21b) mit den analysierten Werten der ältesten Sande (Sez 1) ergänzen den Befund einer spätglazialen Klimaverschlechterung. Nach USINGER (1981) zeichnen sich spätglaziale Kälteperioden generell durch eine starke Trockenheit aus und sind in Seesedimenten stärker ausgeprägt als in der Vegetation.

In Frage käme sowohl die durch wiederkehrende periglaziäre Prozesse charakterisierte und 950 Jahre andauernde Dryas III-Periode, die sich markant in zahlreichen Seesedimenten durch hauptsächlich minerogene Sedimente (z.B. ZOLITSCHKA 1988: Meerfelder Maar - W-Eifel) und durch eine geschwächte Bioproduktion im Seewasser äußert, als auch die von ZOLLER (1960 in OVERVBECK 1975: "Piottino-Schwankung") erstmals im Tessin gesicherte Klimaschwankung während des Präboreals (trocken-kalt) (vgl. BEHRE 1966 (Pollen); OVERBECK 1975: S.666, Abb.262: geschätzte Temperaturkurve; BERTZEN 1987: Tegeler See, Untersuchungen an Diatomeen; PACHUR & RÖPER 1987: S.67, Abb.21: Tegeler See, Sauerstoffisotopen; EICHER et al. 1991: S.132, Abb.132: Gerzensee - Schweiz, Sauerstoffisotopen).

 

Welchen Klimaeinbruch diese Sandlagen widerspiegeln oder ob andere hier aufgeführte oder nicht angesprochene Ursachen doch in Betracht gezogen werden müssen, kann nur mit Hilfe weiterer Kernungen im Plötzensee oder biostratigraphischer Untersuchungen gesichert bestimmt werden.

 

Sedimentzone 4 - 6 (7,65 m): Kalkmudde, Lebermudde

 

Mit dem Vorkommen von ausschließlich organogenen Stillwassersedimenten oberhalb der Sande (Sez 3) darf ein vollständiges Ende der Seebeckengenese, eine von Toteisaustauvorgängen unabhängige Sedimentation und ein endgültiges Eintreten einer nacheiszeitlichen, temperierten Entwicklung angenommen werden, da die Limnite bis zum Sedimenttop keine ausgeprägten Kaltzeitindikatoren enthalten (Beginn der "Verlandungsphase", Kap.2.2.4.2).

 

Der scharfe Übergang zur Lebermudde (Sez 4) zeigt durch die Erhöhung der organischen Substanz, des Wassergehaltes und des Schwefelanteils, die in den darüberliegenden Sedimenten noch zunimmt, die Tatsache einer klimatischen Besserung an.

Die starke Zunahme der genannten Parameter und die daraus folgende starke Erniedrigung des mineralischen, nichtkarbonatischen Anteils findet sich in fast allen untersuchten Seesedimenten in Europa und Nordamerika, wobei am meisten der starke Anstieg der biologischen Produktion auf einer kurzen Distanz (Übergangszone) auffällt (WETZEL 1970; BERGLUND 1971: Mölle Mosse - S-Schweden; RAWLENCE 1988: Splan Lake - O-Kanada; MANNY et al. 1978; PENNINGTON & LISHMAN 1984: Blelham Tarn - England; WHITEHEAD et al. 1988: Wallface Pond - USA, N.Y.; AMMANN 1989: Hobschensee - Schweiz; PROFT & KREY 1990: Kleiner Barsch-See - Mecklenburg).

Der Grund dafür ist in der Hauptsache in den wahrscheinlich vergleichbaren Verhältnissen am Übergang zum Holozän zu suchen (u.a. LIEDTKE 1981):

 

- Beginn eines zunehmend warm-humiden Klimas (evtl. schwächere Kälteeinbrüche möglich)

- Erhöhung der Wasserspiegels (siehe unten)

- erhöhte terrestrische und aquatische Photosyntheseaktivität

- Ausbildung einer stabilen Vegetationsbedeckung und Besiedlung durch wärmeliebende Pflanzen

- Besiedlung und Stabilisation der Uferbereiche

- starke Einschränkung denudativer Prozesse

- Bildung humusreicher Böden

- Pedogenese, Grundwasserbildung und Nährstoffanreicherung in Gewässern

 

Trotz dieser deutlichen Markierung im Sediment, die auf eine präborealzeitliche Akkumulation deutet, muß weiterhin mit dem oben vermuteten Beginn des Präboreals in der Sez 2 (Kalkmudde) gerechnet werden.

 

Anhand der zunehmenden Wassergehalte zeigt sich, daß sie hauptsächlich von den Anteilen an organischer Substanz bestimmt werden. Bei älteren Limniten wirkt sich die tiefenabhängige Konsolidierung nur gering auf den Wassergehalt aus.

Sehr auffällig ist ebenso der steil ansteigende Kurvenverlauf des Schwefelgehaltes. Die Inkorporation von Schwefel in das Sediment wird nach BERNER (1981 in MÜCKE 1993) und RUDD et al. (1986) vor allem durch folgende Faktoren beeinflusst:

 

- Ausmaß anoxischer Bedingungen

- Gehalt an organischem Material, das für die Bakterien verwertbar ist

- die Konzentration von SO4-Ionen im Wasser

- Verfügbarkeit reaktiver Eisenkomponenten

 

Der Gesamtschwefel setzt sich generell aus dem organisch gebundenen Schwefel, dem sulfidischen Schwefel, dem elementaren Schwefel und dem Sulfat-Schwefel zusammen. Sehr hohe Schwefelanreicherungen wie in der Lebermudde des Plötzensees (ca. 11%) zeigen reduzierte Bedingungen zur Zeit der Akkumulation an und liegen in dem von der dominierenden Akkumulation und Zehrung von Corg induzierten Sauerstoffdefizit begründet.

Das unter diesen Bedingungen festgelegte Stoffwechselendprodukt der Desulfurikanten, die SO4 als Sauerstoffquelle benutzen, ist toxisches H2S, welches so lange an trivalentes Eisen (FenSm) gebunden wird, wie Eisen im Wasser oder Sediment vorrätig ist (GOLDMAN & HORNE 1983; SCHWOERBEL 1993).

Untersuchungen von RUDD et al. (1986) zeigten hingegen, daß eine bevorzugte Retention und Persistenz von organisch gebundenem Schwefel im Sediment infolge eines größeren Verlustes von anorganischem Schwefel aus dem Sediment stattfindet. Dies könnte auch das Fehlen einer tiefschwarzen Färbung und einer Sapropelbildung im Gegensatz zu den olivschwarzen Mudden erklären.

Die Folge wäre eine organische (Verbindungen beispielhaft in RUDD et al. 1986) sowie anorganische (FenSm) Festlegung des im Seewasser meist gelösten anorganisch (SO4) und organisch gebundenen Schwefels im Sediment.

Als Nebeneffekt könnte dabei eine Wasserableitung im Hypolimnion (Grundwasserspeisung, s.o.) eine Rolle gespielt haben, die eine dauernde Wasser-, Sulfatzufuhr und eine Zufuhr organischer Substanz aus dem Metalimnion gewährleistete.

 

Daraus ableitend kann für die Übergangszone Sez 4 - 6 eine zunehmende Wassertiefe und eine periodische bis permanente thermische Stratifikation des Seewassers bestimmt werden (Meromixis ?), die sich bei dem angezeigten sprunghaften Anfall an organischer Substanz in niedrigen Redoxpotentialen äußerte. Dabei ist nicht eindeutig zu klären, inwieweit die akkumulierte organische Substanz für die abbauenden Organismen verwertbar war (THOMAS 1963; HELLMANN 1970) und die Zehrung von Corg von einem toxischen Milieu gehemmt wurde (SCHWOERBEL 1993).

Ein Sauerstoffdefizit wird aus morphologischer Sicht durch die Beckenform gestützt (VOGT 1965 und STABEL 1986: Stechlinsee). Die niedrigen C/S-Werte von ca. 3 sprechen ebenfalls für einen hohen Zersetzungsgrad, der stark reduktive Verhältnisse und eine teilweise Hemmung des Abbaus der organischen Substanz verursachte.

 

Besonders auffällig ist das diffuse Vorkommen von Karbonaten in der Übergangszone     Sez 4 - 5, das nur durch eine kurzzeitige, physikochemisch-biogene Calcitfällung zu erklären ist (s.o.).

Aus der obigen Diskussion (Bedingungen der Calcitpräzipitation) ergibt sich, daß die Bedingungen der Fällung zwar gegeben waren, jedoch von entgegensteuernden Prozessen überlagert wurden, was zur Ausbildung einer nur episodischen/periodischen Calcitfällung und dem Fehlen von Karbonaten bis zum Sedimenttop führte.

Auch diese Erscheinung ist keine lokale Besonderheit und kann auf folgende Ursachen zurückgeführt werden (BERGLUND 1971; MANNY et al. 1978; PROFT & KREY 1990; ROZANSKI et al. 1988: Strazym - N-Polen) :

 

- starker Temperaturrückgang, verringerte Phytoplanktonaktivität, erhöhter Kohlendioxidgehalt

- Trophiewechsel, verringerte biologische Produktion

- Reduzierung der Wassertiefe und Verlandung

- vollständige Calcitlösung im Hypolimnion

- Reduzierung der Wasserhärte infolge einer Abdichtung des Seebodens gegen das Grundwasser (ombrogene Phase)

- Reduzierung der Wasserhärte infolge einer verringerten Calcitlösung im Einzugsgebiet

 

Als mögliche Kälteschwankung könnte die "Piottino-Schwankung" (s.o.) herangezogen werden, da die Parameter der Sez 4 - 6 ein mindestens präböllingzeitliches Alter anzeigen. Es stellt sich die nicht zubeantwortende Frage, warum die Corg- und S-Gehalte eine Klimaoszillation nicht anzeigen.

Gegen eine Wasserspiegelabsenkung und ein starkes Verlanden des Sees spricht das Fehlen einer entsprechenden Mudde. Auch von einer vollständigen Lösung der gebildeten Kristalle im Hypolimnion bis heute kann aufgrund der schon genannten Gründe abgesehen werden.

Eine Abdichtung des Seebodens käme infolge der großen Tiefe des Beckens (keine Grundwasserblänke) und der liegenden, sehr geringmächtigen Mudden nicht in Frage.

Sehr plausibel scheint dagegen ein erniedrigter Input von Bikarbonat und essentiellen Elementen für die Bioproduktion zu sein, was auf der geringen Größe des Einzugsgebietes, auf dem Vorherrschen von auschließlich (karbonatarmen ?) Sanden und Kiesen im kleinen Einzugsgebiet (trockene Periode ?) und auf einer stabilen Vegetation innerhalb der Grundwasserscheide beruhen könnte.

Der vermutete, verringerte Input an gelösten Stoffen läßt sich mit Hilfe einer sehr groben Bestimmung der Sedimentationsrate bestätigen (Beginn Präboreal 10.000 b.p.; JUNG 1990: 30% Konsolidierung), die für den gesamten Kern oberhalb der Sez 3 eine durchschnittliche jährliche Zunahme von ca. 1 mm/a ergibt. Dieser geringe Wert (s. Diskussion in Kap.4.1.2: Sez 54 - 65) entspräche nur einer Sedimentation unter sehr nährstoffarmen (z.B. BENGTSSON et al. 1977: See Trummen, Hinnasjön, Fiolen - Schweden) oder dystrophen Bedingungen (z.B. PROFT & KREY 1990). Die Besiedlung des Seebodens durch Characeen und der allgemeine Sedimentcharakter lassen letzteres unwahrscheinlich erscheinen.

 

Aus dem gesagten geht abschließend hervor, daß voraussichtlich während der Ausbildung der älteren Lebermudden eine Änderung des Stoffhaushaltes und des Metabolismus im See stattfand, die zu nährstoffarmen Bedingungen führte und hauptsächlich auf ein zunehmend entkalktes und nährstoffarmes Einzugsgebiet zurückzuführen ist. Diese Änderung vollzieht sich sehr wahrscheinlich nach einer starken Zunahme der Wassertiefe und ist nach Erreichen der hohen Corg-Gehalte (ca. 34%) beendet.

Eine Calcitlösung im Tiefenwasser könnte das Aussetzen der Karbonate mitbewirkt haben.

 

Sedimentzone 6 (7,65 bis 6 m): Lebermudde

 

Mit abnehmender Sedimenttiefe zeigen die Daten nur noch geringere Wechsel in den Sedimentationsbedingungen an, die sich in der stetigen Abnahme der Schwefelgehalte und der davon offenbar abhängigen Zunahme der organischen Substanz widerspiegeln.

 

Die Verringerung der S-Werte zwischen 7,72 m bis 6 m Sedimenttiefe von 11,23% (!) auf ca. 2,21% sind in Bezug zu den Corg-Gehalten eindeutig mit einer geringeren Wirkung anoxischer Bedingungen im Tiefenwasser in Verbindung zu bringen. Mit ziemlicher Gewißheit ist daraus eine stetige Abnahme der Wasserspiegelhöhe und eventuell ein Wechsel meromiktischer zu dimiktischen Bedingungen zu folgern oder eine größere Tiefenwirkung der Dimixis.

Als eventuelle Folge- und Nebenerscheinung könnte eine Abnahme der Phytoplanktonproduktion eine Rolle dabei gespielt haben (Verringerung des Mächtigkeit der trophogenen Zone ?), was auch sehr gut mit der angenommenen Abnahme des Nährstoffeintrages in den See korreliert. Unter diesen Voraussetzungen findet sich keine Erklärung der zunehmenden C/S-Werte in der allgemeinen Bedeutungszunahme der organischen Produktion im weiteren Verlauf des Holozäns, sondern nur in der geringeren Festlegung von Schwefel im Sediment.

 

Die Verringerung der Wassertiefe, deren Gründe wahrscheinlich klimatischer Art (Verdunstung, Niederschlag) waren, bleibt aber offensichtlich die übergeordnete Ursache.

 

Sehr deutlich werden die genannten Befunde (aus chemischer Sicht) mit dem Farbwechsel der Limnite von olivschwarz zu grauoliv-olivschwarz (Schichtung) belegt, woran möglicherweise noch angezeigt wird, daß die Entwicklung oberhalb von 6 m Sedimenttiefe nicht vollständig zum Erliegen kam.

 

Klimatisch bedingte, variierende Wasserspiegelhöhen sind für die Schwankungen der Kurvenverläufe aller Parameter in diesem Bereich eine ausreichende Erklärung (vgl. Schwankungen der Sauerstoffisotopenkurve zwischen 7000 u. 10.000 b.p. [Grönlandeiskern] in DAANSGAARD et al. 1969 - Science 166: S.380, Washington).

Daneben kann es weiterhin zu schubweisen Nährstoffversorgungen infolge von Wechseln in der Vegetationsbesiedlung und verschieden hoher Niederschlagsintensitäten gekommen sein, die sich auf die aquatische Produktion auswirkten. Ein Wechsel der Zufuhr allochthoner mineralischer Substanz ist in diesem Zusammenhang eine allgemeine Folgeerscheinung.

 

 

 

 

Sedimentzone 6 (6 m) - 23: Lebermudde

 

Der große Mittelbereich ist eine typische Erscheinung in Seesedimenten der temperierten Region und wird aufgrund der geringen Änderungen in den Limniten aus sedimentologischer und geochemischer Sicht als "Periode des trophischen Gleichgewichtes" (MANNY et al. 1978) und als "Periode ökologischer Stabilität" (MACKERETH 1965) betrachtet.

Die Gründe für die Ausbildung dieses Bereiches liegen infolge der Lage und Mächtigkeit im Sedimentprofil zweifelsfrei in den stabilen Klima- und Vegetationsverhältnissen. Es herrscht während der Akkumulation dieses Sedimentabschnittes ein Gleichgewicht zwischen Seewasserchemismus, Stoffhaushalt auf der einen und den gleichbleibenden geoökologischen Bedingungen im Einzugsgebiet auf der anderen Seite (u.a. PENNINGTON 1981: Englische Seen). MACKERETH (1965) nimmt generell für diese Periode einen minimalen Transfer von anorganischen Partikeln in den See an.

 

Neben diesen Sedimentationsbedingungen, wahrscheinlich während der Vorwärme-, Wärme- und eventuell noch Nachwärmezeit, sind die Limnite nur durch Farbwechsel und eine mehrfache Änderung zu feindetritusartigen Mudden charakterisiert. Dafür kann eine Abhängigkeit der Sedimentationsbedingungen vom Zusammenspiel zwischen den Temperatur-, Verdunstungs-, Niederschlagsintensitäten und der Nährstoffestlegung im bewaldeten Einzugsgebiet und den daraus resultierenden Größen Wassertiefe, Trophiegrad und Nährstoffkonzentration verantwortlich gemacht werden.

 

Großräumige Verlandungen und Wasserspiegelerhöhungen und -senkungen wurden in zahlreichen Gewässern für diese Phasen angenommen. Ein Vergleich geschätzter oder ermittelter Temperatur- (T), Feuchte- (F) und Wasserspiegelhöhen (W) während des mittleren Holozäns (DAANSGAARD 1969 s.o.; WALTER & STRAKA 1970: T; OVERBECK 1975: T, F; BERTZEN 1987: T, F, W - Tegeler See; PACHUR & RÖPER 1987: T, F, W - Tegeler See) gestattet aufgrund der stark voneinander abweichenden Ergebnisse keine fundierten Aussagen.

Gesichert erscheint dagegen das Klimaoptimum im Postglazial (Atlantikum), das durch ein Temperaturmaximum im Holozän (LIEDTKE 1981: 2° - 3°C höhere Temp. als heute), verringerte Niederschlagshöhen und eine Verlandung zahlreicher Seen geprägt ist (z.B. BOEHM-HARTMANN 1973: Kleiner Ukleisee - Ostholstein; KALBE & WERNER 1974: Kummerower See; zusammenfassend in THIENEMANN 1932 in FIRBAS 1949, WOLDSTEDT 1958 und WOLDSTEDT & DUPHORN 1974). In diesem Zeitraum machte sich der Meerespiegelanstieg im Binnenland infolge eines Rückstaues im Gewässernetz bemerkbar (WOLDSTEDT & DUPHORN 1974).

 

Es ergibt sich für Sez 18, 19 und 24 ein leicht erhöhter Trophiegrad, der angezeigt wird durch schwarze, lockere Feindetritusmudden, die relativ reich an organischer Substanz sind. Für deren Bildung können Wasserspiegelschwankungen (Input von Uferdetritus) sowie die zunehmende Sedimentaufhöhung verantwortlich gemacht werden. Ein episodischer allochthoner Eintrag als Folge von Niederschlagsereignissen kann ausgeschlossen werden.

Aus klimatischer Sicht korrspondieren diese Bereiche eventuell mit warmen bzw. die dazwischen liegenden Lebermudden mit kälteren Perioden (ZOLLER 1060 in OVERBECK 1975: "Misox-" und "Piora-Schwankung").

 

BERTZEN (1987) bestimmte z.B. für den Tegeler See (Diatomeen) z.B. mehrere Wechsel von warm-feuchten zu trockenen Phasen und die damit verbundenen Trophiestufenwechsel. In den Sedimenten des Meerfelder Maares führte ZOLITSCHKA (1988) eine Zunahme der klastischen Komponente auf die Schwankungen von ZOLLER (s.o.) zurück.

 

Sedimentzonen 24 - 27: Lebermudde

 

Eine Interpretation des jungen Sedimentbereiches erscheint nicht einfach, da eine Änderung der Sedimentationsbedingungen lediglich durch die Gehalte an organischer Substanz und die Wassergehalte angezeigt wird.

Bei der Deutung der abnehmenden Gehalte an organischer Substanz muß berücksichtigt werden, daß eine Abnahme der analysierten Werte nicht immer eine Abnahme der Produktivität anzeigt. Eine reduzierte Festlegung von Corg im Sediment kann auch aus zunehmenden anorganischen Gehalten resultieren, was nach MACKERETH (1965) der Haupteinfluß der Verteilung des Corg ist, insbesondere im oberen Sediment.

Es spielt auch der Anteil an Huminstoffen, der mit dem Trophiegrad korreliert, eine große Rolle an dem Abbau der organischen Substanz (MÜCKE 1993), so daß letztendlich die Daten von Corg bei gleichbleibenden Schwefelgehalten nichts über die Produktivität aussagen können. Zudem wurden die Wassergehalte in diesem suspensionsartigen, dünnflüssigen Sediment nicht gemessen.

 

Die Zunahme der Wassergehalte zum Sedimenttop läßt sich durch den Einfluß der abnehmenden Konsolidierung erklären. Hier zeigt der hohe Maximalwert von 95,8% H2O eine Bestätigung der von PROFT (1992) ermittelten "FW-Sedimentstärke" für nichtkarbonatische Sedimente aus Untersuchungen im Stechlin-Seegebiet. Demnach liegt eine gute Korrelation des H2O- zum Corg-, CaCO3-Gehalt, zum Trockenrückstand und zur Dichte vor.

 

Ein grober Blick auf die jungen Abschnitte untersuchter Seesedimente (z.B. ZOLITSCHKA 1988; REGNELL 1989: Krageholmssjön, Bussjösjön - S-Schweden; PENNINGTON 1981) zeigt eine große Ähnlichkeit zu den am Plötzensee gewonnen Daten. Der veränderte Sedimentchemismus wurde grundlegend mit großflächigen Entwaldungsphasen und einer zunehmenden Landnutzung im Einzugsgebiet in Verbindung gebracht.

Diese bei zahlreichen Seesedimenten angenommenen anthropogen modifizierten Sedimentationsbedingungen (CHROBOCK et al. 1983; NITZ 1983: "Kolluviumsphase"), die allgemein eine "Verdünnung" der untersuchten Gehalte durch einen drastischen mineralischen, nichtkarbonatischen Input und zudem eine starke Erhöhung der Sedimentationsrate zum Sedimenttop hin verusachten, stehen aber nicht mit der aufgeführten Nutzungsgeschichte des Einzugsgebietes des Plötzensees im Einklang (s.Kap.2.4.3, 2.6). Sie lassen sich hier nicht mit einem mehrphasig, hauptsächlich anthropogen bedingten Sedimentabschnitt interpretieren, sondern können nur wage vermutet werden (Holzentnahme für Teer- und Glashüttenbetrieb, großflächige Entwaldungen [?] mit nachfolgender Aufforstung, Brand).

Grundsätzlich sind die allochthonen Bedingungen des zu- und abflußlosen Plötzensees selbst bei kurzzeitig fehlender oder lückenhafter Vegetationsdecke als gering einzuschätzen. Eine intensive landwirtschaftliche Nutzung kann zudem ausgeschlossen werden, da sich benachbarte Gebiete im Zechliner Raum weit besser eigneten (Neigung, Distanz zum Grundwasser). Die ehemaligen, über eine längere Periode unbewaldeten Flächen wurden wieder aufgeforstet (s.Kap.2.6).

 

Ein sehr wichtiger, natürlicher Faktor für eine Änderung der Sedimentationsbedigungen ist voraussichtlich die zunehmende Sedimentaufhöhung und Besiedlung durch Makrophyten im Litoral- und wie man heute auch erkennt im Profundalbereich. Die Folge ist eine Entwicklung zu einer höheren Trophie (HAKANSON & JANSSON 1983), die wegen des heute noch vorhandenen Klarwassersees als nicht sehr weit fortgeschritten gelten muß.

 

Erst in den obersten Zentimetern wurde ein Wechsel zu leicht erhöhten Schwefelkonzentrationen gemessen, die den starken Abfall der C/S-Werte (Abb.29) verursachen. Eine Erklärung dafür sind erhöhte Sulfatkonzentrationen im Seewasser, die durch atmosphärische nasse und trockene Deposition hervorgerufen wurden und sich im Sediment durch erhöhte S-Gehalte widerspiegeln (RUDD et al. 1986) (s.Kap.2.4.3). Diese Anreicherung wurde in rezenten Sedimenten weiterer Seen gefunden (z.B. MENKE 1987: Heidmühlen - Schleswig Holst.). Aus diesem Grunde können Schwefelanreicherungen im jungen Sediment auch als Zeitmarke gelten (KLEIN 1975 in SCHMIDT & ANDREN 1984).

 

Wie in der zuvor beschriebenen Zone waren wahrscheinlich auch in jüngster Vergangenheit Starkregen von geringer Bedeutung für den Eintrag von allochthonem Material, insbesondere nach Rodungen oder Bränden.

Als weiterer Faktor einer natürlichen Entwicklung sei letzlich noch der Temperatureinfluß der letzten Jahrhunderte genannt. Bei näherer Betrachtung der Corg-Gehalte (Abb.21a, 21b) fällt ein grundsätzlich abnehmender Trend der Werte oberhalb von 3,50 m (Klimaoptimum ?) auf, der durch die höheren Gehalte an organischer Substanz innerhalb der Feindetritusmudden verwischt wird.

Der betreffende Zeitbereich des jungen Kernabschnittes ist klimatisch  durch die mittelalterliche Warmphase und durch die "Kleine Eiszeit" 1850 n.Chr. (OVERBECK 1975) gekennzeichnet (z.B. MEINKE & LATIV 1995, s.o.). Allgemein traten feucht-kühle Bedingungen ein (LIEDTKE 1981).

 

Zusammengenommen kann aus den Ergebnissen und der Nutzungsgeschichte des Einzugsgebietes abgeleitet werden, daß der obere Teil des Sedimentprofils eine weitgehend natürliche, fortgeschrittene, eventuell von wenigen anthropogenen Einflüssen beeinflusste Auf- und "Verlandungsphase" (s.o.) repräsentiert.

 

5.1.2    Schwarzer See

 

Das Sedimentprofil des Schwarzen Sees repräsentiert mit seinen diversen Sedimentzonen (Abb.17, 18, 22a, 22b), insbesondere an der Basis des Kerns, mehrere Wechsel der Sedimentationsbedingungen, deren zeitliche Einordnung sedimentstratigraphisch mit Hilfe der Laacher Bimstufflage grundsätzlich möglich ist.

 

 

 

Sedimentzonen 1 - 5: Grobdetritusmudde, Sande

 

An den kalkhaltigen, schwach humosen Seesanden an der Basis des Profils bis 15,92 m Sedimenttiefe kommt offensichtlich eine Dominanz periglaziärer-fluviatiler Prozesse unter kaltklimatischen Bedingungen zum Ausdruck, als eine nicht ausgebildete oder lückenhafte Vegetationsdecke eine Bodenstabilität im Einzugsgebiet weitgehend verhinderte.

 

Der Grobdetritusanteil in der unteren Sandschicht gibt zweifellos einen Hinweis auf eine präallerödzeitliche Wärmeperiode (Distanz zum Laacher Tuff) zur Zeit der Akkumulation der Sande oder einer liegenden, nicht durchteuften Schicht. Hinweise auf eine aquatische Biomasseproduktion fehlen jedoch, so daß wahrscheinlich ein beckeneinwärts orientierter Input terrestrischen, organischen und mineralischen Detritus von den höher gelegenen Flächen in ein noch nicht wassergefülltes oder noch eisbedecktes Becken vorherrschte.

 

Was die absolute Zeitbestimmung anbelangt, so kann ein vergleichbar mit den liegenden Sanden des Plötzensees geringeres maximales Alter angenommen werden, da als deutlich von den Alleröd-Interstadialbildungen getrennte spätglaziale Phase, die ein Pflanzenaufkommen zuließ, nur die Meiendorf- oder Bölling-Wärmeschwankung in Frage käme. Demnach kann das Alter der liegenden Schicht nach dem älteren Intervall auf 13.600 Jahre b.p. (MENKE 1968: Zone 2a1) geschätzt werden.

Die obere Grenze der wahrscheinlich durch höhere Temperaturen bestimmte Lage liegt im Profil bei 16,43 m. Die hangenden, schwach humosen Sande zeigen offensichtlich einen Rückgang zu kaltklimatischen, periglaziären Prozessen (Umlagerung von Schmelzwassersanden) im relativ zum umgebenden Relief tiefen Becken (Tab.7) an.

 

Es kann hier nicht geklärt werden, inwieweit subaerische (Plombierung) oder im Untergrund aktive Eisaustauvorgänge bei der Sedimentation der Sez 1 - 5 einen Einfluß hatten oder schon abgeschlossen waren ("Niedertauphase", Kap.2.2.4).

 

 

 

 

Sedimentzonen 6 - 18: Abfolge Kalkmudde, Kalksapropel, Schluff, Sande, Tephralage, Kalksapropel

 

Mit der Ausbildung der Kalkmudden bis 15,70 m unter Seegrund liegen offenbar ähnliche klimatische Bedingungen und Verhältnisse im Becken des Schwarzen Sees vor, wie während der Ausbildung der Sez 2 (Kalkmudde, s.Kap.5.1.1) an der Basis des Plötzensees. Es bestand vermutlich zur Zeit der Calcitakkumulation ein tiefes, isoliertes (Vogelberg, s.Kap.2.2.3.2) und wassergefülltes Becken mit einer geringen Wassertiefe und noch geringen aquatischen biologischen Aktivität unter den schon genannten Bedingungen im Einzugsgebiet ("Tieftauphase", s. PLZ, Sez 2: Erhöhte Temperaturen, aufkommende Vegetation, biochemische Verwitterung, etc.).

 

Zudem ist ein starker Anstieg aller chemischen Parameter mit Abnahme der Sedimenttiefe zu verzeichnen, was auf eine zunehmende Eutrophie und der damit verbundenen erhöhten Bioproduktion im Seewasser zurückgeführt werden kann. Schon für diesen Zeitraum kann ein hoher Input gelöster Stoffe aus einem relativ zum Plötzensee großen Einzugsgebiet in Erwägung gezogen werden. Die Wassergehalte richten sich im gesamten älteren Kern nach den Corg und MCO3-Gehalten.

Das Maximum dieser Entwicklung findet sich in der rhythmisch geschichteten Kalksapropellage Sez 9 (70% MCO3), deren ursächliche Ausbildung im folgenden näher erläutert werden soll.

 

Die Bildung von rhythmisch geschichteten Limniten verlangt folgende Randbedingungen (zusammenfassend in LUDLAM 1979: S.300, Abb.1; SULLIVAN 1983: S.253, Abb.52, S.256ff.; BERGLUND & WILEY 1986: S.343ff.):

 

- Fehlen bodenwühlender, benthischer Organismen

- eine hohe Wassertiefe

- kein Einfluß des Tiefenwassers durch wind- oder starkregeninduzierte Strömungen oder Grundwasserzustrom

- Meromixis, eventuell auch schwache Dimixis; das Hypolimnion ist nicht von vertikaler Durchmischung betroffen

- permanentes oder eventuell auch saisonales Sauerstoffdefizit im Hypolimnion

Daraus folgt, daß ein tiefer See in Relation zu seiner Oberfläche (mathematisch dargestellt in HUTCHINSON 1957 in SULLIVAN 1983) mit einer ausgeprägten Anoxie im Tiefenwasser ein ideales Becken für die Bildung ferrogener, biogener oder thiogener Rhythmite darstellt.

 

Der hohe Karbonat- und Schwefelgehalt des Kalksapropels Sez 9, der mit basisnahen, laminierten Kalkmudden anderer Seen (PACHUR & RÖPER 1987; HICKMAN & WHITE 1989) vergleichbar ist und die oben genannten Voraussetzungen lassen einige Aussagen über das Milieu während der Akkumulation der Mudde und der nach oben folgenden Sapropele zu.

 

Das Vorhandensein einer hohen aquatischen Produktion (Meso-, Eutrophie), einer zunehmenden Wassertiefe (Wechsel Kalkmudde - Kalksapropel), einer fehlenden oder nicht das Tiefenwasser beeinträchtigenden Zirkulation (Meromixis, schwache Dimixis, vgl. LUDLAM 1979) und eines hohen Mineralisierungsgrades (niedrige C/S-Werte) in der Wassersäule bieten eine ausreichende Erklärung für das Vorkommen von Schwefelanreicherungen innerhalb der Kalkmuddenlagen. Aller Voraussicht kommen sie in Form von Eisensulfiden vor, die sich in der schwarzen Färbung der Limnite widerspiegeln.

Die nach dem Trocknen des Sediments hervortretende feine Laminierung (Abb.19) resultiert offensichtlich aus der in der Regel vorliegenden saisonal differenzierten Sedimentation, wobei nahe liegt, die helle Schicht der frühjährlichen, sommerlichen Calcitfällung und die dunkle der herbstlichen, winterlichen Anreichung von organischem Material zuzuschreiben.

Es kann hingegen mit den vorgenommenen Analysen nicht geklärt werden, in welchen Maße ferrogene Prozesse (dunkle Schicht = saisonale Anoxie und FenSm-Fällung oder organische Fixierung, helle Schicht = FeCO3 oder CaCO3) am Aufbau dieser Rhythmite beteiligt sind. Die Erklärung einer dunklen, eisensulfidischen und mit organischem Material angereicherten Lage erscheint plausibel (vgl. z.B. PEGLAR et al. 1984: Diss Mere - England).

Eine zweite Deutung wäre ein erhöhter allochthoner oder litoraler Eintrag von stärker zersetztem organischen Material. Von dieser Möglichkeit ist abzusehen, da die im Profil (Abb.22a) festgestellte abrupte Fixierung von Schwefel im Sediment mit ziemlicher Gewißheit für eine seeinterne Genese sprechen.

 

Die morphologischen Voraussetzungen sind durch eine große Tiefe der Depression (Tabelle 7; 43,32 m relative Höhe zwischen der Kalkmuddenunterkante und dem umgebenden Relief) und durch eine ausreichende Abdichtung des Untergrundes gegeben, bedingt durch den im Bereich des Schwarzen Sees anstehenden Geschiebemergel (s.Kap.2.2.3.2).

 

Das Produktionsmaximum, das zweifellos einer Erwärmungsphase im Spätglazial und einer initialen Auflandungsphase im Becken unter Stillwasserbedingungen bei großer Wassertiefe entspricht, wird durch die insgesamt fünf Zentimeter mächtige Sez 10 - 14 (Schluff, Sande, Ton, Laacher Tuff) unterbrochen und verläuft im folgenden, wie die hangende Kalksapropellage Sez 15 zeigt, annähernd ähnlich weiter. Für eine Deutung der Kaltzeit- oder Toteisaustauindikatoren unterhalb der Tuffschicht ist der zeitliche Rahmen der Schichten aufschlußreich.

 

Mit der Akkumulation der Tuffschicht, die grundsätzlich eine Parallelisierung von Alleröd-Ablagerungen im nordostdeutschen Raum möglich macht (MARCINEK & NITZ 1973; s.Kap.2.2.4.2), gehören die liegenden und hangenden, biogenen Kalksapropellagen offenbar in das ca. 800 Jahre andauernde Alleröd-Interstadial, das durch eine geschlossene Walddecke (Betula/Pinus) und erhöhte Sommertemperaturen geprägt war (FIRBAS 1949).

Das Ende der vorangegangenen, baumärmeren Älteren Dryaszeit könnte im Sedimentprofil bei 15,92 m oder 15,70 m Sedimenttiefe vorliegen und zeigt bis dort voraussichtlich eine Sedimentation unter Aussetzen des Tieftauens und unter Verstärkung der Bodengefrornis im Einzugsgebiet an (LIEDTKE 1981: Wiederkehr niedriger Temperaturen, geringe biologische Produktion und Dominanz periglaziärer Prozesse nach der Bölling-Schwankung). Der Zeitraum entspräche nach NITZ (1983) und CHROBOCK et al. (1983) der "Konservierungsphase". Eine Bestimmung der Grenze (11.900 b.p.) im Kern ist nur durch weitere Untersuchungen (Pollenanalyse) möglich.

 

Sollte eine markante Klimaverschlechterung die Sedimentation der Sand- Ton- und Schlufflagen (Sez 10 - 13) vordergründig verursacht haben, so läge innerhalb der Alleröd-Phase eine Klimaoszillation vor ca. 11.300 Jahren vor.

 

Dies entspräche der von CASPARIE & VAN ZEIST (1960 in OVERBECK 1975: Niederlande) und BERGLUND (1971: Ala - Alc) vermuteten Dreiteilung (Kälterückschlag) gegenüber den bisherigen Vermutungen einer Zweiteilung innerhalb dieser Periode (IVERSEN 1947 in OVERBECK 1975: Dänemark; OVERBECK 1975: IIIa, IIIb nach Betula/Pinus Verhältnis - NW-Deutschland; BERTZEN 1987). Der angenommene Kälterückschlag äußert sich dabei in vorherrschender minerogener Sedimentation. Die Tuffschicht liegt chronologisch in der Mitte der Alleröd-Wärmephase.

Sehr interessant ist in diesem Zusammenhang ein Vergleich der Sedimentstratigraphie des Schwarzen Sees mit der Sauerstoffisotopenkurve der Kalkmudden (Seekreide) des Gerzensees (EICHER et al. 1991, Schweiz, s.o.). Die Kurve zeigt unterhalb der Laacher Tephralage ein deutliches Minimum innerhalb der relativ zur Pollenzone I und II allerödzeitlichen Maximalwerte.

Demgegenüber stehen palynologische und Sauerstoffisotopen-Untersuchungen, die als Ergebnis zunehmende oder gleichbleibende Temperaturen während der gesamten Alleröd-Phase belegen (u.a. BEHRE 1966, s.o.; OVERBECK 1975: S.666;  PACHUR & RÖPER 1987: S.67).

 

Neben der durch Tieftauen charakterisierten Alleröd-Wärmeschwankung (HENNING 1973; LIEDTKE 1981; NITZ 1983; s.Kap.2.2.4) kann als weitere Ursache für die minerogene Sedimentation eine Senkung des Seebodens mit nachfolgender Abrasion der Uferbereiche infolge von Toteisaustauen in Erwägung gezogen werden. Weiterhin ist zu bedenken, daß die Uferböschungen des tief eingesenkten Beckens wahrscheinlich gravitative Massenbewegungen förderten.

Ein wichtiger Hinweis könnte in diesem Zusammenhang von den feinkörnigen Bildungen ausgehen. Die gesamte eingeschaltete minerogene Schicht besteht zur Hälfte aus tonigen bis schluffigen Bildungen, wodurch anscheinend eine hohe Wassertiefe (Akkumulation von suspendiertem Material) angezeigt wird. Das Substrat könnte auf äolische Prozesse im Einzugsgebiet oder auf Rutschungen hinweisen.

 

Abschließend geht aus dem beschriebenen hervor, daß nicht geklärt werden konnte, ob ein klimatischer und nachfolgend morphodynamischer Faktor (Klimarezession), einzig allein die phasenhafte Beckengenese (Toteisaustauen) oder Hangprozesse für die Ausbildung der minerogenen Sedimente ausschlaggebend war.

 

Der Wiedereintritt der Verhältnisse zur Zeit der Bildung des unteren Kalksapropels (hohe Wassertiefe, hohe Bioproduktion, etc.) erscheint oberhalb der Tuffschicht sehr spontan vor sich gegangen zu sein, wie die Werte der laminierten bis diffus gefleckten Sez 16 anzeigen (MCO3 von 32 auf 74%).

Dagegen spricht die folgende diffus gefleckte bis fein laminierte Kalkmudde für einen mehrmaligen Wandel der Sedimentationsbedingungen. Die betroffene Sez 16 wurde deshalb nachträglich in drei Abschnitte gegliedert. Den Voraussetzungen der Ausbildung von Laminierungen (s.o.) kann nur ein in der Mitte der Schicht (16b) klimatisch verursachter verringerter Wasserspiegel (hohe Verdunstung) ohne Änderungen der Phytoplanktonaktivität (hohe MCO3-Gehalte, geringe S-Werte) oder ein erhöhter Zutritt von Wässern aus dem Einzugsgebiet verzeichnet werden.

Insgesamt gesehen repräsentiert die jüngere Hälfte des Alleröds (?) oberhalb der Tufflage wahrscheinlich ein im Vergleich zur Sez 9 schwächeres Klimaoptimum (s.Lit.zur Alleröd-Gliederung; vgl. BERTZEN 1987: S.45, Abb.11)..

Die abnehmenden Gehalte aller Parameter der sandigen Kalkmuddenschicht oberhalb von 15,45 m lassen einen Übergang zu den hangenden Sanden vermuten und weisen auf eine Ende der thermisch günstigen Periode hin. Die Gesamtmächtigkeit der Kalkmuddensequenz beträgt somit 52 cm bzw. 31 cm bis 15,70 m. Die Mächtigkeit und damit verbunden die Sedimentationsrate deuten ebenfalls auf eine abgeschlossene Alleröd-Wärmeschwankung hin (vgl. Kalkmudden in folgenden Profilen: OVERBECK 1975: S.421, Abb.156, Profil 6 [Dannenberg], 8 [Seck-Bruch - Hannover]; PACHUR & RÖPER 1987: Teufelsee, Krumme Lanke; EICHER et al. 1991, s.o.).

 

Sedimentzonen 19 - 24: Wechsel Kalkmudde und Sande

 

Auf den ersten Blick läge eine Zuweisung der Sandschichten von 15,39 m bis 15,11 m (Sez 19 - 24) zum Kälteeinbruch der Jüngeren Dryaszeit (DR III) sehr nahe, wenn nicht die zwischengeschaltete laminierte Kalkmudde Sez 20 (71,50% MCO3, 9,8% org. Subst.), jegliche Parallelisierung der Sand- und Kalkmuddenlagen zu spätglazialen Phasen ausschließen würde. Es müssen offenbar vom späteren Alleröd bis zum Präboreal verschiedene Prozesse gleichzeitig oder im ständigen Wechsel die Sedimentation im Becken bestimmt haben.

 

Da für die DR III-Phase mehrfach eine ungegliederte, starke Klimaoszillation angenommen wurde (kalt-trocken, mehr als 6°C kühler als heute, u.a. WALTER & STRAKA 1970; OVERBECK 1975; BERTZEN 1987; PACHUR & RÖPER 1987; MEINKE & LATIV 1995: S.94, Abb.7), erscheint es, als ob während der gesamten Akkumulationszeit von biogenen und minerogenen Sedimenten starke Wasserspiegelschwankungen und/oder phasenhafte Senkungen des Seebodens unter verschiedenen klimatischen Bedingungen stattfanden (evtl. auch Rutschungen am Hang, etc.).

Der sich meist stark hervorhebende, durch das einschneidende Klimaereignis der Jüngeren Dryasperiode bestimmte Sedimentcharakter kann demnach im unteren Teil des Profils des Schwarzen Sees nicht gesichert abgegrenzt werden. Auf den wichtigen Faktor der Morphologie des Beckens und der angrenzenden Bereiche sei in diesem Zusammenhang nochmal hingewiesen.

 

Zusammenfassend bestimmte wahrscheinlich der Klimaeinbruch der DR III-Periode oberhalb von 15,45 m Sedimenttiefe den Wechsel von biogener zu minerogener Sedimentation, der i. abrupt von einer Periode hoher biologischer Aktivität abgelöst wurde (Sez 20) oder ii. eine Wasserspiegelsenkung hervorrief (kalt-trocken), was zum Abtrag und zur Sedimentation älterer Mudden (Sez 20) auf jüngeren führte (Sez 19).

 

Sedimentzone 25 - 53: Kalkmudde

 

Die stetige Zunahme aller Parameter legt das frühe Präboreal bei mindestens 14,93 m fest, wobei der Übergang zu den thermisch stabilen Verhältnissen wahrscheinlich mit dem Beginn der rhythmisch geschichteten Kalkmudde und dem gleichzeitigen Anfang eines plateauartigen Kurvenverlaufes der MCO3-Gehalte zum Sedimenttop hin beendet ist (Abbildung 30,  > 80% MCO3).

 

Eine Erklärung für die Sedimentation der liegenden Sande Sez 26 (14,93 - 14,98 m), der Kalkmudde (Sez 25) und der darunter liegenden, vierlagigen Sandschicht hätte eine sehr schwache Datengrundlage (endgültiges Austauen von Eisresten, Ausgang DR III, Kälterückschlag im Präboreal, Hangprozesse), nichtzuletzt auch wegen der schwierigen Interpretation der Prozesse nach der Sapropelbildung (s.o.).

Wird der Übergang der Jüngeren Dryaszeit zum Präboreal bei 15,11 m zugrunde gelegt (s.o. ii.: Erosion und Sedimentation älterer Mudden - Sez 20), kann wage geschlossen werden, daß die Sandlage Sez 26 die klimatische Unterbrechung im Präboreal ("Piottino", s.o.) widerspiegelt.

 

Es bleibt festzuhalten, daß die für das tiefe Becken, die ausreichende Zufuhr gelöster Stoffe, insbesondere Ca(HCO3)2, charakteristische Ausbildung von Rhythmiten den Bereich der schon beim Sediment des Plötzensees angesprochenen "Periode des trophischen Gleichgewichtes" (MANNY et al. 1978) bzw. der "Periode ökologischer Stabilität" (MACKERETH 1966) darstellt.

Die Ausbildung der liegenden, diffus gefleckten Kalkmudde (14,42 - 14,81 m) korreliert offenbar mit dem frühholozänen Übergangsbereich, d.h. wechselnde Anoxie (0% -1,38% S), nahezu stetig zunehmende Wassertiefe und Produktion von Biomasse bzw. zunehmender Trophiegrad (warm-feucht).

 

Augenfällig ist das Aussetzen der Laminierung und die gleichzeitige Verringerung der Schwefelgehalte. Dabei ist zu beachten, daß die Ausbildung einer rhythmischen Struktur in den Limniten nicht vollständig unterbunden, sondern von einem Wechsel von Laminierungen zu diffusen Fleckungen abgelöst wird, mit einer schwächeren Intensität der Schichtungen zum jüngeren, deutlich helleren und schwach karbonatärmeren Sediment (schwarz zu olivgrau). Die Abnahme des MCO3-Gehaltes oberhalb von 8,60 m geht mit einer nach WETZEL (1970) und MANNY et al. (1978) für kalkreiche Seen typischen Erhöhung der Gehalte an organischer Substanz einher.

 

Offensichtlich wurde der gesamte mittlere Bereich des Sedimentprofils des Schwarzen Sees, der das mittlere Holozän repräsentiert, durch eine stetige Abnahme der Produktion aufgrund einer schwach verringerten Nährstoff- und gleichbleibender Ca(HCO3)2-Zufuhr sowie wechselnder Intensität einer Stagnation geprägt. Letzteres ist wahrscheinlich durch Auflandungsprozesse und eventuell auch durch die Verdunstung bedingt, wodurch weiterhin die Mächtigkeit der trophogenen Zone verringert wird (vgl. PACHUR & RÖPER 1987: evtl. Aufhebung der Meromixis während des Atlantikums).

 

Zu erstaunlich ähnlichen Resultaten kamen HICKMAN & WHITE (1989) am Spring Lake (O-Kanada), die das Aussetzen der Laminierung in dem Kern auf 7100 Jahre b.p. datierten. Für das Wiedereinsetzen von Rhythmiten ab 6800 b.p., sporadisch ab 5100 b.p., vermuteten sie erhöhte Temperaturen während des thermischen Klimaoptimums als Hauptursache. Ebenso konnte ein Aussetzen einer rhythmischen Struktur im jüngeren Sediment aufgrund eines niedrigeren Wasserspiegels und einer erhöhten Trophie im Spring Lake beobachtet werden. Auch von weiteren Seesedimenten wurde ein endgültiges Aussetzen der Rhythmite im jüngeren Teil des Atlantikums berichtet (PACHUR & RÖPER 1987: Unterhavel, Tegeler See; GEYH et al. 1971 in PACHUR & RÖPER 1987: Schleinsee; KEMP & MUDROCHOVA 1972).

 

Die teils sehr geringen Gehalte an Schwefel (Abb.35) deuten weiterhin auf eine für den gesamten Bereich mäßig gute und wechselnde (diffuse Fleckung) Konzentration an gelöstem Sauerstoff im Hypolimnion hin, nichtzuletzt auch hervorgerufen durch die geringe Zufuhr von Corg.

Eine Zufuhr harter Wässer, die sich gegenwärtig an der aktiven Quellinie am Südufer zeigt (Abb.10), ist höchst wahrscheinlich durch einen Kontakt des zufließenden Grundwassers mit Geschiebemergelschichten bedingt (SARATKA 1969; GAGEL 1915; s.Kap.2.2.3.2).

 

Geringfügige Änderungen der Corg-Gehalte wirken sich in diesem Bereich sehr stark auf die C/S-Kurve in Abbildung 31 aus, die hier infolge der gleichbleibenden Schwefelanteile nicht beachtet werden soll.

Die bis ca. 5 m stark abnehmenden Wassergehalte sind offenbar das Ergebnis einer zunehmenden Konsolidierung durch die Sedimentauflast, die in ca. 8 m Tiefe einen Endzustand erreicht hat (vgl. PROFT 1992: negative Korrelation der "Fw-Sedimentstärke" zum MCO3-Gehalt).

 

Sedimentzone 54 - 65: Kalkmudde und Kalksapropel

 

Die in Sez 54 einzig auftretende Feindetritusmudde begrenzt den großen Mittelteil vom jüngeren, vermutlich anthropogen beeinflußten Sediment (Abb.26, "Kolluviumsphase", s.Kap.5.1.1). Hier zeichnet sich das Sediment durch einen sehr geringen Anteil an organischer Substanz und MCO3 aus, was auf einen plötzlich zunehmenden run-off im Einzugsgebiet beruhte. Die 24 cm mächtige Feindetritusmudde gibt Hinweis auf eine starke Eutrophierung oder einen hohen Eintrag zersetzten organischen Detritus aus dem Litoral- oder näheren Uferbereich, was eine Eutrophierung nach sich zieht.

 

Eine Datierung der Mudde liegt nicht vor, aber mit Hilfe der Nutzungsgeschichte kann das Zeitalter der Akkumulation abgeleitet werden.

Als mögliche Erklärung für die ca. 4 m tiefe Schicht kommen großflächige, hochmittelalterliche Rodungen und die Besiedlung des Zechliner Raumes zwischen 600 und 1419 n.Chr. (Gründung des Ortes Flecken Zechlin 1300), die Wiedergewinnung der Ackerflächen im 18.Jahrhundert während der Neubesiedlung (Teer- und Glashüttenbetrieb) oder die Seespiegelabsenkung 1879/1880 in Frage (nachfolgende Selbsteutrophierung). Ein älterer anthropogener Einfluß auf das Sedimentationsgeschehen ist unwahrscheinlich (s.Kap.2.6).

Daraus ergeben sich durchschnittliche Sedimentationsraten (Seeboden bis 4 m Tiefe) von 7 mm/a für die Besiedlung vor 1419 n.Chr., von 19 mm/a für die Neubesiedlung um 1780 und von 34,8 mm für die Seespiegelabsenkung 1879/80. Die durchschnittliche Sedimentationsrate bis 14,93 m Tiefe (hier Beginn Präboreal [?] um 10.000 b.p.) liegt im Schwarzen See bei 1,9 mm/a unter Annahme einer Konsolidierung der Limnite um 30% (JUNG 1990).

 

An datierten Seesedimentkernen (ERLENKEUSER & WILLKOMM 1970 in LIEDTKE 1981; KEMP & MUDROCHOVA 1972; SÄNGER & GORHAM 1972; KEMP et al. 1974; PENNINGTON et al. 1974; BENGTSSON & PERSSON 1978; MANNY et al. 1978; PENNINGTON 1981; JUNG 1990) konnten Sedimentationraten zwischen 0,17 mm/a und 13,4 mm/a ermittelt werden mit einer meist sehr starken Zunahme der Rate in den letzten Jahrhunderten bis Jahrtausenden (z.B. PENNINGTON 1981).

 

Bleibt festzuhalten, daß die Änderung des Sedimentchemismus bei 3,94 m unter Seeboden offensichtlich auf erste menschliche Aktivitäten im Mittelalter in Form von Rodungen und Bränden im Einzugsgebiet zurückzuführen sind. Es läßt sich nicht klären, in welchem Maße das mittelalterliche Klimaoptimum eine Änderung der Sedimentationsbedingungen beeinflußte.

 

Die weitere Nutzungsgeschichte im Rheinsberger Gebiet ist nach KRAUSCH & ZÜHLKE (1974) durch einen postmittelalterlichen, gering anthropogenen Einfluß geprägt. Der Trend der Gehalte (Abb.22a, 22b) und Abbildung 11 lassen dagegen auf einen nach dem ersten Ereignis bei 4 m Sedimenttiefe erhöhten allochthonen Input bis zum Tiefenmeter 0,6 schließen. Hier weisen die Kalkmudden oberhalb von 2,13 m erstmalig nach dem mittleren Holozän (s.o.) wieder Laminierungen auf.

Die zahlreichen Schichten unterschiedlicher Sedimentcharakteristik zeigen in diesem Bereich bis zum Seegrund stark wechselnde Sedimentationsbedingungen an. Aus chemischer Sicht erfährt die jüngere Entwicklung des Sees erst bei 0,58 m eine starke Veränderung. Der hier nochmals erniedrigte Karbonat- und Wassergehalt repräsentiert möglicherweise die Seespiegelabsenkung 1879/1880, wodurch ein stark erhöhter Input mineralischen Materials und eine Nährstoffzufuhr hervorgerufen wurde (Abrasion und Mineralisation der in den Mudden festgelegten Nährstoffe) (vgl. Seespiegelabsenkung im Stechlinsee, VOGT 1965 und im Meerfelder Maar, ZOLITSCHKA 1988). Auch die auf dieser Grundlage errechnete durchschnittliche Sedimentationsrate von 5 mm/a bleibt in einer vorstellbaren Größe.

 

Klimatische Schwankungen wirkten zudem weiterhin auf den Akkumulationsprozeß der ersten zwei Sedimentmeter (s.Kap.5.1.1, Sez 24 - 27), der vermutlich größtenteils durch den Menschen bestimmt wurde.

 

Die ersten Zentimeter markieren die anthropogen und durch Auflandungsprozesse gesteuerte Entwicklung zum heutigen, eutrophen, flachen See. Dabei stehen sicherlich die Einträge ungereinigter, häuslicher Abwässer und die Austräge aus dem ländlichen Areal in den letzten Jahrhunderten im Vordergrund. Die Faulschlammbildung ist in  diesem Zusammenhang ein Indikator für übermäßige Stickstoff- und Phosphoreinträge in den See (FÖRSTNER & MÜLLER 1974a; HUTCHINSON 1970 in GOLDMAN & HORNE 1983: "kulturelle Eutrophierung"; Kap.2.4.3). Damit ist eine Veränderung in der Planktonzusammensetzung im See verbunden (MUNAWAR & WEISSE 1989: Nordamerik. Seen; KASPRZAK et al. 1993: Feldberger Haussee - Meckl.-Vorp.).

Weiterhin bieten die Tiefenverhältnisse des Sees, vergleichbar mit denen des Dagowsees (s.Kap.2.4.1) eine gute Voraussetzung für eine hohe Eutrophierung. Diese anthropogene, sprunghafte Zunahme der Produktivität ist nach WETZEL (1970) mit der Eutrophierung im Spätglazial vergleichbar.

Gegenwärtig wird der Metabolismus des Sees durch den hohen Eintrag von Nährstoffen, die Abfuhr epilimischen Wassers und die starke Durchmischung infolge der geringen Wassertiefe und des Motorbootbetriebes bestimmt.

 

Zusammenfassend können aus der starken Änderung der Sedimentparameter unterhalb des Mittelbereiches des Profils (Mittleres Holozän) mehrere kurzfristige und wahrscheinlich hauptsächlich anthropogen beeinflußte Wechsel der Sedimentationsbedingungen im jüngeren Holozän abgeleitet werden, die mit Änderungen der Sedimentationsbedingungen anderer Seen (seit 5000 b.p.) vergleichbar sind (BEETON 1965: Nordamerikanische Seen; BENGTSSON & PERSSON 1978: Bergundasjön - Schweden; PENNINGTON 1981; REGNELL 1989; Südschwedische Seen). Eine genauere zeitliche Zuordnung und Quantifizierung der Veränderungen wäre durch weitere Analysen möglich (z.B. OCHSENBEIN et al. 1983).

 

 

 

5.2      Belastung der Seesedimente mit Schwermetallen

 

Die relativ zum rezenten Sediment geringen Konzentrationen an Cadmium, Kupfer, Blei und Zink sind in den tieferen Limniten annähernd konstant, so daß dort offensichtlich die lithologischen und hydrochemischen Einflüsse des Einzugsgebietes zum Ausdruck kommen (HELLMANN 1970; FÖRSTNER 1978: geogener, präzivilisatorischer Anteil). Die gemittelten Werte der Basis und des mittleren Profilbereiches (je nach Abweichung der Gehalte voneinander und Anzahl der Werte 2, 3 oder maximal 4 Proben) können demnach als "background" gelten (Abb.36, s.Kap.3.5.6).

 

Als generelle Vergleichsbasis werden im folgenden der geochemische Standardwert für Tongesteine nach TUREKIAN & WEDEPOHL (1961), der einen "einfachen und globalen Vergleich" bietet, jedoch regionale Verhältnisse nicht beachtet (FÖRSTNER & MÜLLER 1974a), gemittelte Grundwerte mehrerer europäischer und amerikanischer Seen nach HAKANSON (1980) und einige Untersuchungen von Seesedimenten beispielhaft verwendet. Auf eine Aufführung weiterer gemittelter Grundwerte wird verzichtet, da die angegebenen präzivilisatorischen Gehalte von Cadmium, Kupfer, Blei und Zink meist nicht sonderlich voneinander abweichen (z.B. FÖRSTNER & REINECK 1974 in JÄPPELT & STEFFEN 1984; FÖRSTNER 1977; F™RSTNER 1978; FÖRSTNER & SALOMONS 1981 in SCHMIDT 1987; PACHUR & RÖPER 1974).

 

Als Schwierigkeit beim Vergleich der "background"-Werte des Plötzensees mit denen des Schwarzen Sees oder mit Werten anderer Seesedimente führt HELLMANN (1970) generell die unterschiedliche Zusammensetzung der Sink- und Schwebstoffe, wechselnde Eh- und pH-Bedingungen und eventuelle Remobilisierungen von Metallen aus dem Sediment auf. Aus diesen Gründen kann der "background keine konstante Größe" sein (HELLMANN 1970). Hier spielen wahrscheinlich die hohen Karbonat- (SZS) und Corg-Konzentrationen (PLZ) der Proben eine Rolle. Die Möglichkeit einer Umlagerung von Sedimenten (JÄPPELT & STEFFEN 1984) kann für die untersuchten Sedimente weitgehend ausgeschlossen werden.

Auf eine rechnerische Abstimmung der Schwermetall-Konzentrationen auf einen MCO3- oder Corg-Wert (SCHMIDT 1987: "Verdünnungs-", Anreicherungseffekt) kann verzichtet werden, da die älteren Proben unter anderem nach ihrer Mineralzusammensetzung ausgesucht wurden (ähnliche Corg- und MCO3-Gehalte, Abb.27, 28). Die maximale Abweichung der Parameter beträgt ca. 30% MCO3 (SZS) und wird berücksichtigt.

 

Zur Beurteilung der Schwermetallanreicherungen sind in der Tabelle 8 die durchschnittlichen Gehalte der Basis, die Gehalte des jüngsten Sediments und Vergleichswerte und in Tabelle 9 die Maximalgehalte und einige Grenzwerte gegenübergestellt.

 

 

 

 

 

 

Tabelle 8: Gehalte und Anreicherungsfaktoren der Schwermetallgehalte im Sediment des Plötzensees, Schwarzen Sees und Vergleichswerte

Gemittelte Basiswerte der Profile (Spalte 3, 6), Gehalte in 0,03 m Tiefe (Spalte 4, 7), Anreicherungsfaktoren (Spalte 5, 8: Anreicherung zum Tongesteins-Standard/Anreicherung zu gemittelten Basiswerten; Faktor 1 entspricht den Basiswerten), Tongesteins-Standard (Spalte 1), durchschnittliche Gehalte amerikanischer und europäischer Seen (Spalte 2) - s.Text.

 

 

 

 

 

 

 

Tabelle 9: Bewertung der Schwermetallgehalte

Werte in mg/kg: Plötzensee Maximalgehalte; Schwarzer See Maximalgehalte; "Holland-Liste" nach GRAVENHAGE (1983 in WEBER & NEUMAIER 1993: S.155, Tab.12): A = Referenzkategorie, B = Kategorie für nähere Untersuchungen, C = Kategorie für Sanierungsmaßnahmen; Richtwerte für Kulturböden in VDI-KOMMSSION (1984: S.286): A = häufig, B = tolerierbar, C = kontaminiert; Grenzwerte der Klärschlammverordnung der BRD (1982 in SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989: S.305, Tab.83); Grenzwerte für Böden in der Klärschlammverordnung der BRD (1982 in SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989: S.305, Tab.83)

 

 

5.2.1    Plötzensee

 

Die "background"-Gehalte der Sedimente des Plötzensees liegen deutlich unter und für Cadmium (Minimalgehalt 0,4 mg/kg, Durchschnittswert 0,7 mg/kg) etwas über dem Tongesteins-Standard (Abb.35, Tab.8).

Augenfällig ist der Anstieg des Zink- und Cadmiumanteils zum älteren Sediment (7,50 m), während die anderen Metalle in der Tiefe keine Änderung zeigen. Hier kommt wahrscheinlich die bevorzugte Bindung der Zink- und Cadmium-Ionen unter reduzierenden Bedingungen als ZnS bzw. CdS (11,23% S) zum Ausdruck (SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989).

Die stark tiefenabhängigen und deutlich übereinstimmenden Konzentrationsanstiege bei 1,25 m Sedimenttiefe weisen deutlich auf anthropogene Verschmutzungseinflüsse hin, die sich in zwei Phasen darstellen.

 

Die erste Anreichung wurde in 1,25 m Sedimenttiefe gemessen und kann zwanglos historisch interpretiert werden. Es wurde in Kapitel 4.1.1 eine durchschnittliche Sedimentationsrate von unter 1 mm/a ermittelt, die möglicherweise zum jüngeren Sediment hin eine geringe Erhöhung erfuhr. Wird eine Akkumulation von 1 mm/a zugrunde gelegt, so errechnete sich ein prämittelalterlicher und bei Verdopplung der Rate ein hochmittelalterlicher Akkumulationzeitpunkt. Eine weitere Erhöhung der in der Realität wahrscheinlich sehr geringen Sedimentationsrate erscheint nicht sinnvoll, weswegen ein Zusammenhang zwischen der Anreicherung und dem Betrieb von Teer- und Glashütten zweifelhaft erscheint. Somit kann die erste gemessene Anreicherung nur auf die zahlreichen Großbrände seit der frühen Besiedlung des Zechliner Raumes zurückgeführt werden (s.Kap.2.6). Durch den Verbrennungsvorgang wurden gasförmige und partikuläre Stoffe direkt auf der Wasseroberfläche sowie im Einzugsgebiet trocken und mit den Niederschlägen akkumuliert (VDI-KOMMISS.REINH.LUFT.1984).

 

Für die jüngere Anreicherung von Schwermetallen bis 20 cm Sedimenttiefe, aus der sich Anreicherungsfaktoren zwischen 3,5 (Cd) und 8,5 (Zn) errechnen lassen (für Pb wahrscheinlich noch höher) kommen ausschließlich anthropogen erhöhte atmosphärische Depositionen als Ursache in Frage. Aufgrund der Lage des zu- und abflußlosen Beckens können im kleinen, kaum intensiv genutzten Einzugsgebiet weitere Quellen ausgeschlossen werden.

Dabei spielte voraussichtlich für eine erste Anreicherung die Deposition von Schadstoffen seit Inbetriebnahme der Teer- und Glashütten in der näheren (Kleiner Wumm-See, Großer Wumm-See) und weiteren (fast im gesamten Rheinsberger Seengebiet) Umgebung des Plötzensees eine große Rolle (vgl. MICHLER 1981 in SCHMIDT 1987: Großer Arbersee - Bayern; OCHSENBEIN et al. 1983: Blelham Tarn - England; VDI-KOMMISS.REINH. LUFT.1984: S.61ff.). Neben lokal erhöhten Schadstoffgehalten in der Atmosphäre durch den eigentlichen Verbrennungsprozeß ist mit einer starken Schwermetall-Emission durch Zusätze für die Färbung der Gläser zu rechnen.

Es kann weiter davon ausgegangen werden, daß die zahlreichen großflächigen und kleinräumigen Brände eine Konzentrationserhöhung von gasförmigen und partikulären Spurenelementen in der Luft bedingten.

 

Für die Zunahme der Konzentrationen in den ersten 50 Zentimetern des Profils war eventuell neben "Long-Range-Transporten" seit dem Beginn des Industriezeitalters (s.Kap.2.4.3) untergeordnet der nahegelegene Straßenverkehr ausschlaggebend. Der direkt am Plötzensee gelegene Weg wird kaum befahren (Angler, Förster) und die mäßig befahrene Straße im Süden des Plötzensees (Abb.4) weist eine Distanz zur Wasserfläche von mehr als 60 m auf (VDI-KOMMISS.REINH.LUFT.1984: S.199., Tab.42; SCHEFFER-SCHACHTSCHA-BEL 1989: S.309, Abb.171).

Interessant ist der gleichzeitige Anstieg der Schwefelanteile in den ersten 50 cm, der als weiterer Indikator die Einträge von Luftverunreinigungen seit dem Industriezeitalter belegt (KLEIN 1975 in SCHMIDT & ANDREN 1984).

 

Da im Luv der Hauptwindrichtungen in der näheren und weiteren Umgebung gegenwärtig keine bedeutenden Emittenten für Spurenelemente liegen bzw. lagen, fällt im Gegensatz zu Ballungsgebieten (z.B. FÖRSTNER & MÜLLER 1974a: S.152, Tab.3: Schwermetalle in Tonsedimenten der Bodenseezuflüsse; SCHMIDT 1987: S.177, Abb.87: Beispielseen im Ruhrgebiet, in Berlin und in Hamburg) und zu stark vorbelasteten Einzugsgebieten (z.B. MATSCHULLAT 1989: z.B. Söse-Vorbecken - Harz) die Anreicherung in den rezenten Sedimenten des Plötzensees gering aus.

Andererseits wurden im Sediment unbelasteter Seen Anreicherungsfaktoren von 1 - 2 ermittelt (SCHMIDT 1987: S.177, Abb.87: Seeburger See). Für regional differenzierte Belastungen sind vermutlich klimatische Parameter (vorherrschende Windrichtungen, Niederschlagshöhe) ausschlaggebend (regionale Vergleichswerte für Blei z.B. in HELLMANN 1974; FÖRSTNER & MÜLLER 1974b: S.158ff.; AHRENS 1983).

Die wichtige Rolle des atmosphärischen Inputs, selbst bei Seen die einen Zufluß belasteter Wässer aufweisen, belegten u.a. SCHMIDT & ANDREN (1984) am Beispiel nordamerikanischer Seen. Es konnte weiter gezeigt werden, daß z.B. der Eintrag von Blei über die nasse stets höher als über die trockene Deposition ist (HODSON et al. 1984).

 

Weiterhin sind hydrologische und pedologische Gegebenheiten des Einzugsgebietes von Wichtigkeit. Die vorherrschenden Sande im Einzugsgebiet des Plötzensees besitzen nach BLUME & BRÜMMER (1991 in BLUME 1992, pH = 4 - 5) eine geringe bis mittlere Bindungsstärke des Bodens für die analysierten Metalle. Ein Eintrag via Grund- und Interflow-Wasser in den Plötzensee wurde nicht bestimmt. Unter Annahme effluenter Verhältnisse erfolgt ein erhöhter "atmosphärischer" Eintrag.

 

Was die absoluten Konzentrationen anbelangt (Tab.5, 6 - Anlage), so nehmen die Sedimente des Plötzensees mit den sehr hohen Anteilen an organischer Substanz (Abb.21a, 21b) eine Sonderstellung unter den Seesedimenten ein. Durch die Inkorporation und Sorption von Schwermetallen an organischem Material werden unter Umständen erhebliche Mengen von Metallen selektiv fixiert und dem Sediment in sehr stabiler Verbindung zugeführt (CAHILL & SHIMP 1984; SIGG et al. 1987: S.121, Abb.3; MÜCKE 1993: S.113ff.).

Die Akkumulation von hauptsächlich organischem Material im Plötzensee erklärt damit die relativ zum Schwarzen See hohen geogenen und anthropogen Schwermetallanteile.

Desweiteren spricht die geschätzte geringe Sedimentationsrate (s.o.) eventuell für einen weiteren Konzentrationsanstieg.

 

Das Abknicken der Gehaltskurven in 20 cm Tiefe (Abb.36) läßt darauf schließen, daß das Maximum des atmosphärischen Inputs von Schwermetallen in den See vor einigen Jahren erreicht war.

 

Insgesamt läßt sich eine mäßige (Cd, Cu) bis mittlere (Zn, Pb [n.n. an der Basis]) Anreicherungsintensität von Schwermetallen im Sediment des PLZ beurteilen (PACHUR & RÖPER 1987, S.113, Abb.26). Aus Tabelle 9 ergibt sich nach den Werten der "Holland-Liste" für die Maximalgehalte des Plötzensees eine Anreicherung innerhalb der Referenzkategorie (Cu) und der Kategorie für nähere Untersuchungen (Cd, Pb, Zn) (vgl. Grenzwerte für Kulturböden und Böden in Tab.9 und Spannweiten der Schwermetallgehalte in Seesedimenten in FÖRSTNER 1987: S.18, Abb.4).

 

 

5.2.2    Schwarzer See

 

Es fallen zunächst die im gesamten Profil sehr hohen Cd-Gehalte auf (3,3 - 4,6 mg/kg), die im zu den in Tabelle 8 angegebenen präzivilisatorischen Vergleichswerten (0,3, 0,58 mg/kg) um den Faktor 14 (!) bzw. 7,2 höher liegen. Da die Gehalte des älteren Sediments die lithologischen Einflüsse des Einzugsgebietes widerspiegeln, muß grundsätzlich von einem sehr hohen geogenen Anteil ausgegangen werden.

Aus den geologischen und hydrologischen Gegebenheiten und dem Alter des Sediments (kein anthropogener Einfluß, keine Versickerung oder laterale Zufuhr belasteter Wässer) wird deutlich, daß der das Becken des Schwarzen Sees unter- und umlagernde Geschiebemergel (s.Kap. 2.2.3.2) für den seespezifischen "background" verantwortlich gemacht werden muß.

Werte dieser Größenordnung (bis 11,0 mg/kg) wurden z.B. von TURTELOT et al. (1964 in FÖRSTNER & MÜLLER 1974) in Betoniten bestimmt (vgl. SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989: S.318ff.). Eine erhöhte geogene Cd-Belastung ist bei glazialen Sedimenten unter der Voraussetzung eines geringen pH-Wertes in den Böden des Einzugsgebietes möglich und damit für den Schwarzen See eher unwahrscheinlich. Außerdem bewirkt der sehr hohe Karbonatanteil der Proben vermutlich eine "Verdünnung" der Schwermetallgehalte (s.u.), was für eine erniedrigte Konzentration von Cadmium im Sediment spricht. Daraus ergibt sich, daß weitere Faktoren die hohen Konzentrationen von Cadmium im älteren Sediment bedingen.

Als Deutung für die hohen Cd-Konzentrationen käme eine elementspezifische Anreicherung während des Sedimentationsvorganges in Frage, deren Vorgänge unbekannt sind. Als weitere Erklärung könnte ein Meßfehler angenommen werden, wofür die Zugabe von Säure bei der Analyse verantwortlich zu machen wäre. Letzteres wird durch zahlreiche Messungen, bei denen sich ähnliche Fehler ergaben, und durch den unterschiedlichen Kurvenverlauf von Cadmium und Zink bestätigt (H.HEINRICHS, mündl.Mitt.). Im folgenden wird davon ausgegangen, daß ein Meßfehler vorliegt.

 

Die geringen Cu-, Pb- und Zn-Gehalte der tieferen Proben (Tab. 8: Basis) stellen voraussichtlich einen repräsentativen "background" (Basiswerte) für die kalkreichen Sedimente des Schwarzen Sees dar, wobei die Kupfer- und Zinkanteile als sehr niedrig eingestuft werden können (vgl. Spalte 1, 2 mit 7 in Tab.8). Sehr wahrscheinlich zeigt sich an den sehr niedrigen geogenen Anteilen (vgl. SZS Basis, PLZ Basis in Tab.8) eine Abhängigkeit zum organischen bzw. karbonatischen Gehalt.

Durch eine biogen induzierte Kalkfällung kann es zur Copräzipitation von Metallen kommen (FÖRSTNER & WINKLER 1982). Diesen Prozeß schätzte u.a. FÖRSTNER (1978) als unbedeutend ein. Es liegt dagegen eher eine "verdünnende" Wirkung der Karbonate auf Schwermetallanreicherungen vor, so daß beide Parameter eine negative Korrelation zeigen (FÖRSTNER 1978; SCHMIDT 1987).

Die niedrigen Basisgehalte können außerdem durch eine hohe Sedimentationsrate erklärt werden (s.Kap.4.1.2).

 

Die erste Anreicherung im Tiefenmeter 2,15 repräsentiert wahrscheinlich den Zeitraum der postmittelalterlichen Besiedlungen des Zechliner Raumes, der durch Rodungen, Brände und Teer- und Glashüttenbetriebe geprägt war (vgl. Plötzensee). Eine genauere Rekonstruktion der Einträge nach historischen Ereignissen erscheint jedoch mit den vorliegenden Daten sehr schwierig.

Die Schwankungen der Werte bis zum Anstieg der Metallgehalte in 50 cm Tiefe können das Resultat unterschiedlich hoher Einträge von allochthonem Material sein (s.Kap.5.1.2, "Verdünnung"). Auch die Höhe der Karbonatgehalte hat vermutlich eine (untergeordnete) Wirkung auf den Kurvenverlauf.

In Kapitel 5.1.2 wurde angenommen, daß die Veränderungen der Sedimentparameter oberhalb 4 m Sedimenttiefe mit der kulturellen Entwicklung des Einzugsgebietes zusammenhängen. Es wurde hingegen in der Probe SZS 2,1/3 keine Anreicherung von Spurenelementen festgestellt (Abb.36). Daraus folgt, daß eine ältere Markierung in dem Profil entweder nicht erscheint, weil in dem Bereich zwischen 3 m und 4 m keine Schwermetalle analysiert wurden (3 - 4 m) oder daß die Veränderungen des Sedimentchemismus erst oberhalb von 2,15 m bzw. von 3 m Sedimenttiefe auf Aktivitäten des Menschen zurückzuführen sind. Letzteres wird durch die hohe Sedimentationsrate unwahrscheinlich. Es stellt sich folgend die Frage, wie verläßlich allgemein zeitliche Einordnungen undatierter Seesedimente mit Hilfe von Schwermetallgehalten und der Sedimentcharakteristik sind und inwieweit einzelne Proben größerer Distanz zueinander Aussagen über die geschichtliche Entwicklung wiedergeben.

 

Der weitere Kurvenverlauf, der eine starke Anreicherung in 50 cm und 20 cm Tiefe aufzeigt, korreliert sehr gut mit denen zahlreicher untersuchter Seesedimente (z.B. MENKE 1987). Für diesen Bereich dürfte neben Ferntransporten (vgl.5.2.1) die Nähe des Ortes Flecken Zechlin verantwortlich gewesen sein.

Auch für den Schwarzen See liegen in der näheren und weiteren Umgebung gegenwärtig keine bedeutenden Emittenten für Spurenelemente, jedoch sind erhöhte Schadstoffkonzentrationen in der Atmosphäre aufgrund der Straßen- und Ortsnähe und der Verbrennung fossiler Brennstoffe (atmosphärische Emmissionen und Straßenabläufe) nicht zu vernachlässigen (VDI-KOMMISS.REINH.LUFT.1984: S.199., Tab.42; SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL 1989: S.309, Abb.171).

Folgende Quellen können die Zunahme der Konzentrationen in den ersten Zentimetern (letzte Jahrzehnte) erklären (s.Kap.2.4.3, Auflistung in u.a. in FÖRSTNER & MÜLLER 1974a, 1974b):

 

- Einleiten ungereinigter kommunaler Abwässer (gemeinsames Auftreten von Cu, Zn und Pb u.a. durch Korrosion von Leitungen, Zn durch menschliche  Ausscheidungen und Hilfsstoffe im Haushalt)

- atmosphärischer Input durch Verbrennung fossiler Brennstoffe in der Nähe des Sees, darunter Abgase der Kraftfahrzeuge (auch Freisetzung von Cd, Pb und Zn durch Reifenabrieb)

- atmosphärischer Input durch Ferntransporte

- Einträge durch Verbrauch oder Abnutzung von metallhaltigen Produkten im kleingewerblichen, landwirtschaftlichen und individuellen Bereich anfallen, z.B. holzverarbeitende Betriebe (Zn in Schleifmitteln)

- Austräge aus ländlichen Arealen (mineralische Düngung, VDI-KOMMISS.REINH. LUFT.1984: S.305ff.)

- starker Motorbootbetrieb

- eventuelle Transportunfälle oder unerlaubte Handlungen

- eventuelle Austräge aus der ehemaligen ungeordneten Mülldeponie

 

Es kann vermutet werden, daß neben der Calcitfällung (s.o.) die Entwicklung zum gegenwärtigen flacheutrophen See einer höheren Festlegung von Kupfer und Blei entgegenwirkt:

 

- kurzfristige Veränderungen der Redox-Verhältnisse (Auflösung von Eisen- und Mangansulfiden und ihrer inkorporierten Metalle, insbesondere von Kupfer und von Schwermetallsulfiden (OCHSENBEIN et al 1983; MÜCKE 1993; vgl. Stabilitätsdiagramme in Grundlagenbüchern)

- ständiger Wechsel zwischen Akkumulation und Redeposition

- Abfluß zum Zechliner See

 

Interessant ist der Anstieg der Cadmiumgehalte, der zwischen 0,40 m und 14,40 m unter Seegrund dem Verlauf der MCO3-Werte folgt (s.o.). Neben den schon aufgeführten Quellen entstammt Cadmium besonders aus kommunalen Abwässern und Düngemitteln (FÖRSTNER & WINKLER 1982), was nahe legt, die Werte bis zum Tiefenmeter 0,23 mit der Nutzung in Zusammenhang zu bringen. Eine Interpretation der Cd-Gehalte ist aufgrund der sehr hohen Basiswerte nicht möglich (s.o.).

 

Es ergibt sich insgesamt für das obere Sediment eine mittlere (Cu, Pb) und für Zink eine sehr starke Belastungsintensität zum geogenen Anteil. Die Maximalgehalte entsprechen der Referenzkategorie bzw. der Gruppe der häufigen bis tolerierbaren Gehalte (Tab.9). Die Maximalgehalte können demnach als unbedenklich gelten (vgl. Spannweiten der Schwermetallgehalte in Seesedimenten in FÖRSTNER 1987: S.18, Abb.4)

 

 

5.3      Zusammenfassender Vergleich der Untersuchungser-

           gebnisse

 

Die Ergebnisse der sedimentologischen und geochemischen Untersuchungen verdeutlichen, daß die Seen während ihrer Entwicklung sehr unterschiedlichen geoökologischen Faktoren unterlagen. Somit bietet sich ein Vergleich der Seengenese an.

 

Die Seesande an der Basis der untersuchten Sedimentprofile deuten auf eine spätglaziale, kalte Periode hin, in der wahrscheinlich periglaziäre Bedingungen vorherrschten. Im Schwarzen See weist die das gewonnene Profil nach unten abschließende Grobdetritusmudde auf eine Warmphase hin, die nach 10 cm von Kaltzeitindikatoren abgelöst wird. Eine vergleichbare Schicht einer älteren Warmphase (Meiendorf, Bölling) konnte im Plötzensee nicht bestimmt werden.

 

Interessant ist die erste Interstadialbildung an der Basis beider Kerne über den Sanden, eine graue Kalkmudde, die nach einigen Zentimetern im Profil des Schwarzen Sees in eine laminierte Kalksapropellage übergeht. Die Kalkmudde des Plötzensees zeigt dagegen keine verstärkte Eutrophierung während des warm-feuchten Klimas an. Es kann angenommen werden, daß die Calcitfällungsbedingungen im PLZ durch einen starken Klimarückschlag und die Wiederkehr periglaziärer Prozesse unterbrochen wurde (minerogene Sedimentation). Durch das Fehlen des Laacher Tuffes im Kern des Plötzensees kann die Klimarezession der Jüngeren Tundrenzeit oder die Temperaturerniedrigung im Präboreal für die Akkumulation einer Sandschicht verantwortlich gemacht werden.

 

Während der spätglazialen und frühholozänen Phasen kamen die unterschiedlichen geologischen, morphologischen und hydrologischen Faktoren bei der Entwicklung der Seen zum Ausdruck. Es liegt nahe, für das in einer wahrscheinlich subglaziären Schmelzwasserrinne liegende Becken des Plötzensees wegen der dort anstehenden Sande und Kiese eine verkürzte Toteisaustauphase und Versickerung anfallender Wässer zu vermuten.

Das im Relief tiefer eingesenkte Becken des Schwarzen Sees, der Anlage nach vermutlich ein Zungenbecken, wird dagegen von Beckenbildungen unterlagert. Damit waren die Voraussetzungen für eine schnelle Wasserfüllung des Beckens und die Bildung von Laminierungen während thermisch günstigen Bedingungen gegeben. Austauvorgänge dürften im SZS während der warmen Perioden (Alleröd und Bölling) weitgehend abgeschlossen gewesen sein. Andererseits deuten mehrere Sandlagen an der Basis des Kerns auf eine durch Senkung des Beckenbodens bedingte minerogene Sedimentation hin, die aber ebenso klimatisch erklärt werden kann (Klimarezession während des Alleröds, Präboreals) oder auf gravitative Massenbewegung an den steilen Uferböschungen beruhte.

Bis zum eigentlichen klimatischen Beginn des Holozäns ist in den Limniten des SZS ein deutlicher Indikator der Jüngeren Tundrenzeit in Form einer silikatischen Schicht ausgebildet, die eventuell auch für den PLZ im Anschluß an die ältere Kalkmudde vorliegt.

 

Die sedimentologische Zeitmarke des bedinnenden Klimaoptimums um 10.000 Jahre b.p. ist in beiden Profilen deutlich ausgebildet. Der Unterschied seit Beginn des Holozäns liegt in der kontinuierlichen Sedimentation von teils laminierten Kalkmudden im Schwarzen See und dem Übergang von Kalkmudden zu Lebermudden im Präboreal/Boreal im Becken des Plötzensees. Für diese Erscheinung können die schon aufgeführten Bedingungen in den unterschiedlich großen Einzugsgebieten verantwortlich gemacht werden (Eintrag von Nährstoffen, Ca(HCO3)2, Trophie, Sedimentationsrate).

 

In beiden Seen ist ein ausgeprägter Bereich des trophischen Gleichgewichtes vorhanden. In diesem großen Mittelteil der Sedimentprofile, der offensichtlich das Mittelholozän repräsentiert, verursachten klimatische Schwankungen Seespiegelfluktuationen und Trophiewechsel. So wurden Wechsellagerungen von Lebermudden und Feindetritusmudden im Plötzensee und von laminierten und diffus gefleckten bzw. ungeschichteten Kalkmudden im Schwarzen See gebildet.

Es erfolgte in beiden Becken eine Verringerung der Wassertiefe durch Auflandung. Der Schwarze See erfuhr dabei in jüngerer Zeit eine kulturell beeinflußte Entwicklung. Einerseits erhielt der See in den letzten Jahrhunderten eine erhöhte Zufuhr von allochtonem minerogenen Material infolge von Nutzungsänderungen im Einzugsgebiet und andererseits in den letzten Jahrzehnten einen Input ungeklärter Abwässer. Der 1879/80 angelegte Abfluß des Schwarzen Sees (Kanal) wirkt einer schnellen Auflandung entgegen.

 

 

Das junge Sediment des Plötzensees ist durch ausschließlich atmosphärischen Input von Schwermetallen mäßig bis mittel belastet. Die deutliche Anreicherung in ca. 1 m Sedimenttiefe steht vermutlich mit dem Beginn der Teer- und Glashüttenbetriebe in Zusammenhang.

Aus den Schwermetallgehalten im Sediment des Schwarzen Sees kann ebenfalls eine zunehmende Belastung ableitet werden, für die atmosphärische Nah- und Ferntransporte, kommunale Abwässer und landwirtschaftliche Einträge verantwortlich sind. Der zum seespezifischen "background" höchsten Anreicherung von 46,1 (Zn) steht die geringe Anreicherung zum Tongesteins-Standard von 0,7 (!) gegenüber.

Die Ursache unterschiedlich hoher Schwermetallgehalte liegt in dem hohen Anteil von organischem Material im Sediment des Plötzensees und den hohen Karbonatgehalten im Sediment des Schwarzen Sees (Anreicherung/Verdünnung).

 

 

6        Zusammenfassung

 

Die vorliegende Untersuchung beschreibt paläolimnologische und umweltanalytische Untersuchungen am Plötzensee und am Schwarzen See in Nord-Brandenburg.

Es wurde in beiden Seen ein Stechkernprofil gewonnen, das die holozänen und spätglazialen Sedimente durchteufte. Die Limnite wurden mit Hilfe sedimentologischer und geochemischer Parameter charakterisiert.

 

Die Wechselfolgen von Sanden und Kalkmudden charakterisieren in beiden Seen in unterschiedlicher Anzahl und Ausbildung den Beginn der limnischen Sedimentationsphase. Im Sedimentprofil des Schwarzen Sees (gesamte Länge 16,50 m) ermöglichte die Laacher Tephralage eine grobe Zuordnung der Limnitsequenzen zu spätglazialen Stadialen und Interstadialen. Ein absolutes Alter der Basisschichten des Plötzensees (gesamte Länge des Profils 16,50 m) konnte nicht geklärt werden.

 

Während der Entwicklunggeschichte der Seen konnten folgende Einflüsse entdeckt werden:

 

- Unterschiedliche geologische, morphologische und hydrologische Bedingungen, die eine differenzierte Zufuhr von gelöstem Kalk und Nährstoffen über das Grundwasser während der Initalphasen der Seen und auch im weiteren Verlauf des Holozäns bedingten.

- Klimatischer Hauptwechsel vom spätglazialen zum temperierten Klima und kleinere Fluktuationen unter thermisch günstigen Bedingungen der letzten 10.000 Jahre.

- Unterschiedliche Intensität einer anthropogenen Beeinflussung des Sedimentationsgeschehens in jüngerer Zeit.

- Geringe geogene Schwermetallgehalte der präborealen bis atlantischen Mudden.

- Deutlich anthropogene Belastung der Sedimente mit Schwermetallen durch Ferntransport und lokale Emissionen. Nach bisherigen Maßstäben sind die jüngeren Sedimente insgesamt als gering belastet einzuschätzen.

 

 

 

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8        Anhang

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

S. 134, 135:           Abbildung 16: Sedimentprofil des Plötzensees

 

 

 

S. 136, 137, 138:  Abbildung 18: Sedimentprofil des Schwarzen Sees

 

 

 

 

 

 

 


 

Kurzform: Abbildungen Kerne Schwarzer See, Plötzensee, Chemie Plötzensee












Einige Abbildungen nachträglich wegen nicht mehr üblicher Formate umformatiert:























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