Genese von Lößböden aus ihrem Muttersubstrat

GProf. Dr. Kurt Metzger

 Löß, das Gestein aus Luft und Staub geboren

Löß ist ein klastisches[1] Gestein, durch seinen hohen Gehalt an Quarz zählt man ihn zu den Silitsteinen. Da Löß durch die Ablagerung von abgetragenem Gestein entstand, gehört er genetisch betrachtet in die Klasse der Sedimentgesteine. Er besteht aus gleichmäßigem, äußerst feinem, von 8 bis 20% Kalk-Bruchstücken durchsetztem Quarzstaub. Verfestigt wird er durch ein toniges Bindemittel, das durch Eisenhydroxide gelblich eingefärbt ist. Zudem ist Löß mit wechselnden Mengen Feinsand durchmischt, sein Anteil am Gemenge kann bis zu 20% ausmachen. Löß ist primär ein äolisches Sediment, seine Bestandteile wurden durch Wind ausgeblasen und transportiert, daher rühren seine charakteristisch gute Sortierung und die vorherrschend eckige Form der Körner. Auffallend ist die hohe Standfestigkeit von Lößwänden an Berghängen und in Hohlwegen. Das durch den Wind angeblasene Sediment ist gewöhnlich ungeschichtet, unverfestigt und sehr porös, kann jedoch bei späterer Umlagerung durch Wasser eine Schichtung erhalten. Der durch fließendes Wasser umgelagerte Schwemm-Löß lässt sich durch seine Schichtung meist vom primären Löß unterscheiden. Der in Wasserbecken abgelagerte See-Löß zeigt stets eine deutliche Schichtung. Durch die bei der Bodenbildung ablaufende Lösung von Kalk wird Löß zu Lößlehm.

 Der gelöste Kalk scheidet sich in tieferen Bereichen des Lößprofils wieder als Lößkindl[2] oder Lößpuppen aus. Die häufig im Löß anzutreffende Lößfauna enthält meist Schalen von Landschnecken, aber auch Reste des Mammuts, des wollhaarigen Nashorns und vieler Nagetiere, die ihre Wohnhöhlen in den Löß gegraben haben.

 Bild 2: Lösskindl

Aus Löß entstehen fruchtbare, wasserdurchlässige, ungeschichtete Böden,  die in einer breiten Zone nördlich des deutschen Mittelgebirgsrandes sowie im Raum des Rhein-, Donau- und Elbetals verbreitet sind. In China findet man stellenweise Lößablagerungen mit einer Mächtigkeit von 600 Metern. Weitere große Vorkommen sind aus Nord- und Südamerika bekannt.

Kälte- und Wärmewüsten mit der in ihnen vorherrschenden kräftigen  mechanischen Verwitterung und dem spärlichen Pflanzenbewuchs sind bevorzugte Liefergebiete für Löß. Daher nimmt man an, dass in Mitteleuropa während der Eiszeit und der Nacheiszeit große Mengen von feinem Staub  durch Stürme aus sandigen Gletscherabschmelzgebieten, den sogenannten Sanderflächen, ausgeblasen und an Gebirgshängen und in Flusstälern im Windschatten als Löß abgelagert wurden. In China am Rande  der Wüste Gobi kann auch heute noch die Lößbildung beobachtet werden. Es ist anzunehmen, dass die Lößbildung so alt ist wie die feste Erdkruste. Eine sehr alte, als Lößit bezeichnete Lößablagerung wurde von EDWARDS (1979)[3] aus dem Jung-Präkambrium von Norwegen beschrieben.

Böden sind die Haut der Erde,
dazu ein kleiner Ausflug in die Bodenkunde

Als Boden bezeichnet man diejenige oberste Schicht der Erdrinde, in der Verwitterungsvorgänge ablaufen.  Die Böden bedecken unverändertes Gestein, welches in der Regel nur in bergigem Gelände zutage tritt, wo die verwitternden Teilchen sofort durch den Regen vom zusammenhängenden Untergrund aus  Vulkaniten, Plutoniten und Sedimentgesteinen abgespült werden. In fruchtbaren Tiefebenen, Deltas, Tälern und Kesseln können meterhohe Bodenschichten zusammengeschwemmt sein (in Innerasien gibt es  über 600 m dicke Lößprofile mit eingeschalteten Bodenschichten), an mageren Berghängen ist dagegen die Bodenschicht oft nur wenige cm dick. Böden haben sich in allen Erdzeitaltern gebildet, sind jedoch auch immer wieder fortgeschwemmt oder fortgeweht worden. Reste von Paläoböden findet man daher nur wenn die geomorphologischen und geologischen Verhältnisse ihre Konservierung zuließen, und diese Situationen gab es nur sehr selten.  Häufig beschleunigt auch der Mensch diese Erosion[4], indem er die natürliche Vegetationsschicht, welche den Boden schützt, zerstört. Die Bodenschicht Deutschlands ist etwa in den letzten 20000 Jahren nach der Eiszeit entstanden. Nach dem Rückgang des Eises wurden an  vielen Stellen dicke Lößschichten zusammengeweht; anderswo lieferten die Grundmoränen der Gletscher das Ausgangssubstrat der Böden aus fruchtbaren Geschiebemergeln. Neben Lockermassen befinden sich im Boden auch Lösungen, die entweder verdunsten oder über das Grundwasser in die Flüsse und schließlich ins Meer gelangen können. Transportvorgänge durch Lösungen können sowohl vor der  Oberfläche in die Tiefe als auch entgegengesetzt gerichtet sein. Sie werden durch eindringende Niederschläge und durch Veränderung des Grundwasserstands ausgelöst. Durch Wirkung dieser  Lösungen bildet sich ein typisches dreischichtiges Bodenprofil aus.

 Die oberste, meist humushaltige Schicht ist reich an organischem Material und Boden - Lebewesen und weist eine Verarmung an Alkalien und Erdalkalien auf; sie wird A-Horizont genannt. Der darunter befindliche B-Horizont ist reich an Tonmineralbildungen; er enthält gelegentlich viel Eisenoxidhydrat. Der C-Horizont schließlich besteht aus dem anstehenden unveränderten Gestein. Hinsichtlich der  Teilchengröße unterscheidet man bei den Böden (vgl. die Einteilung bei klastischen Gesteinen): Tone (bis zu einer Größe von ca. 0,002mm), Schluff (Teilchengröße 0,002-0,063mm) und Sand (Korngröße 0,063 - 2 mm). Die Hauptbestandteile der Böden sind: Gesteins- und Mineralbruchstücke, neu gebildete Mineralien (vor allem Tonmineralien), kolloidale Kieselsäure, Kalk und organische Substanzen. Die Färbung rührt von  Beimengungen aus Humus (färbt grau, braun, schwarz oder auch rotbraun, grünlich), Mangan- (färbt dunkel, oft fast schwarz) oder Eisenoxiden bzw. Eisenhydroxiden her. Letztere bestimmen die  Bodenfärbung braun, gelb, rot, blau, grüngelb oder auch grün. Infolge der Unlöslichkeit der oxidischen Eisenverbindungen bleiben diese z. B. in Kalkgesteinsgebieten zurück, auch wenn der Kalk an der Oberfläche schon großenteils aufgelöst ist, und wegen dieser oberflächlichen Eisenoxid-Anreicherung erscheinen die Böden oft viel brauner oder gelber als das Gestein, aus dem sie hervorgingen. Eisenverbindungen sind auch verantwortlich für die braune bis graugrüne Färbung von Gley, Pseudogley und von Löß. Der für die Ernährung der Pflanzen wichtigste Teil des Bodens ist der an Huminsäuren[5] reiche Humus.

Die Bezeichnung Humus ist dem Lateinischen entnommen und bedeutet eigentlich nichts weiter als Erdboden. In der Bodenkunde versteht man unter Humus die Gesamtheit der im Boden befindlichen, abgestorbenen, pflanzlichen und tierischen Substanzen. Die Humusbildung (Mineralisation und Humifizierung,) ist das gemeinsame Werk von Bodentieren und Mikroorganismen; 1dm³ mitteleuropäischen  Waldbodens enthält eine unvorstellbar große und reiche Vielfalt an Leben, im Mittel: 2 Regenwürmer, 50 Borstenwürmer, 100 kleine Spinnen, Krebse, Tausendfüßler und Insekten, 500 Räder- und Bärtiere, 1000 Springschwänze, 2000 Milben, 30000 Fadenwürmer und 1 Milliarde Amöben, Flagellaten und andere Einzeller. Die durch mikrobielle Zersetzung freigesetzten Inhaltsstoffe aus Tieren und Pflanzen faßt man im  allgemeinen als  Nichthuminstoffe   zusammen. Man stellt diese den   Huminstoffen   gegenüber, unter  denen man die durch mannigfaltige chemische Abbaumechanismen entstandenen   Humine und Huminsäuren versteht. Die chemische Zusammensetzung des Humus ist nicht einheitlich; auffällig ist, dass  das Kohlenstoff : Stickstoff- Verhältnis in Pflanzenrückständen ca. 40:1 beträgt, im Humus dagegen 10:1. Humus bildet sich besonders leicht  in  Klimaten mit hoher Feuchtigkeit und niedriger Temperatur; dagegen zersetzen sich in den feuchtwarmen, tropischen Urwäldern die Pflanzenreste ziemlich rasch vollständig zu Ammoniak, Kohlensäure, Wasser usw., so dass es dort nur in überraschend geringem Ausmaß zu Humusbildung kommt. Das Schwarzerdegebiet der Ukraine hat meterdicke, fruchtbare, dunkle Humusböden (Tschernosem). Hier wurde der Anteil der organischen Substanzen in der obersten, 25 cm dicken Bodenschicht je ha 1946 bestimmt; es entfielen auf die Humusstoffe 40 – 300 t (Trockensubstanz), auf die Pflanzenwurzeln 3 – 4 t bei einjährigen, 10 – 15 t bei mehrjährigen Kulturen und 20 – 30 t in  Wäldern, auf die Mikroorganismen (Bakterien, Protozoen, Pilze) 6 –8 t Trockensubstanz. Unter anaeroben Bedingungen und in Gegenwart von Wasser können sich aus Faulschlamm die sogenannten  Humolithe oder Humusgesteine (Torf, Kohlen) bilden, deren Inhaltsstoffe z. T. noch von Pflanzen genutzt werden können. Die Entstehung verschiedener Humusformen wie Rohhumus, Moder, Mull, Torf, Anmoor, Dy, Gyttja, Sapropel hängt von der Vegetation, dem Ausgangsgestein, dem Wasserhaushalt und  Klimabedingungen ab.

Bild 4: Entwicklungsreihe organischer Auflage unter abnehmender Humidität

 Der pH-Wert des Bodens spielt eine wichtige Rolle; manche Pflanzen gedeihen nur auf sauren, andere auf  neutralen oder alkalischem Boden. Umgekehrt lässt das Vorkommen bestimmter Moosarten[6] Rückschlüsse auf die Qualität des Bodens zu. Als Zeigerarten (Bioindikatoren) für die chemische wie auch biologische Qualität von Böden dienen auch Flechten und in zunehmendem Maße zoologische Organismen  wie die Boden-Arthropoden (z.B. Springschwänze = Collenbolen und Regenwürmer, dazu Laufkäfer).

Flechten trifft man sehr häufig in Aufschlüssen und in Hohlwegen der Lößgebiete als Pionierpflanzen sowie Bioindikatoren an. Botanisch betrachtet sind Flechten Lagerpflanzen (Thallophyten), die in etwa 16000  Arten vorkommen. Sie bilden eine dauernde Lebensgemeinschaft zwischen Pilzen und Algen. In der Symbiose-Gemeinschaft wird der Pilzpartner Mykobiont, der Algenpartner (meist Blau- oder Grünalgen) Phytobiont genannt. Nach den Hauptwuchsformen unterscheidet man Krusten-, Laub- u. Strauch-Flechten. Z. Z. sind über 300   Flechten-Stoffe   bekannt, von denen viele ausschließlich in Flechten vorzukommen scheinen, z. B. die Flechten-Säuren   (Polyhydroxypolycarbonsäuren), welche als gute Chelatbildner den  Flechten auch so nährstoffarme Substrate wie Baumrinde und Gestein aufschließen. Über den genauen Biosyntheseweg der Flechten-Stoffe, von denen viele Depside sind oder vom Depsidon-, Dibenzofuran-, Pulvinsäure oder Vulpinsäure-Typ, ist wenig bekannt. Immerhin konnte nachgewiesen werden, dass beim Aufbau eines Depsids beide Symbiosepartner folgenden prinzipiellen Stoffwechselweg einschlagen: Photosynthese in der Alge, Transport der Glucose (bei Blaualgen) bzw. von Erythrit, Ribit oder Sorbit (bei Grünalgen) zum Pilz, Biosynthese des Depsids aus Acetat- und Malonat-Einheiten, die aus dem Zuckeralkohol entstanden. So werden bis zu 80%  der in der Alge erzeugten Kohlenstoff-Verbindungen an den Pilz abgegeben. Da die Photosynthese bei vielen Flechten-Arten auch bei – 18°C noch abläuft und  selbst dann wieder aufgenommen wird, wenn die Flechten längere Zeit bei – 196°C eingefroren waren, ist ihre Verbreitung in den Kälte- u. Hochgebirgszonen der Erde, in denen sie gleichzeitig als Nahrung für anspruchlose Tiere wie Rentiere dienen, verständlich. Manche Flechten finden aber auch sehr spezielle Verwendung: Aus Flechten isolierte Usninsäure wirkt antibakteriell und antimykotisch, Isländisches Moos enthält expektorierend wirkende Schleimstoffe (Lichenin), Eichenmoos-Extrakte liefern Riechstoffe und wieder andere Orcein, Lackmus u. a. Flechten-Farbstoffe. Die vor einigen Jahren wegen der hohen  Empfindlichkeit der Flechten gegenüber Schwefeldioxid, und Fluorwasserstoff vorgeschlagene Verwendung als Bioindikatoren für die Luftverunreinigung hat sich als eine der Möglichkeiten zur Beurteilung von  Umweltbelastungen durchsetzen können.

Defizite des Bodens an Mineralstoffen, Stickstoff, Phosphor etc. lassen sich durch Düngung[7] ausgleichen. Von besonderer Bedeutung sind auch Gegenwart oder Fehlen bestimmter Spurenelemente[8] und,  insbesondere in den letzten Jahrzehnten, die beim biologischen Abbau[9] von Schädlingsbekämpfungsmitteln verbleibenden Rückstände[10]. Anreicherungen von Schwermetall-Salzen können toxisch auf die Pflanzen wirken; andererseits können typische Standortpflanzen Erzlagerstätten anzeigen (biogeochemische Prospektion). Eine überragende Rolle für den Zustand und die Fruchtbarkeit eines Bodens spielen Niederschläge und Verdunstung: in niederschlagsreichen Gegenden können Kalk, Gips, Dolomit und andere löslichen Stoffe fast vollständig heraus gelaugt sein, so dass man sogar Felder in Muschelkalk oder Juragebieten mit Kalk düngen muss, während z. B. in wechselfeuchten Gegenden nach dem Winterregen das versickerte Wasser wieder kapillar nach oben steigt und dort Kalk- und Gipskrusten ausscheidet. In trockenen Steppen und Wüsten kann in der niederschlagsarmen Zeit in ähnlicher Weise sogar Kochsalz an der Erdoberfläche  ,,ausblühen“. In solchen Salzböden, bei denen man Solontschak (> l‰ lösliche Salze) und Solonetz (<l‰) unterscheidet, gedeihen allenfalls Halophyten (Salzpflanzen).

Bedingt durch den hohen Energieverbrauch des modernen Industriezeitalters haben sich in jüngster Zeit  aus Verbrennungsprozessen stammende große Mengen an Schwefel- und Stickoxiden in der Luft angereichert. Diesen und anderen dabei auftretenden Gasen und Stoffen wird nicht nur eine Zunahme von  Kinderkrankheiten und Allergien[11] zugeschrieben, sondern auch, vor allem über den sauren Regen[12],  eine besorgniserregende Bodenversauerung. Dem aus der Atmung der Pflanzenwurzeln resultierenden Angebot an H^Å-Ionen steht meist eine ausgleichende Menge an Carbonaten und Bodenbasen gegenüber,  die für eine Abpufferung sorgen und eine basische oder neutrale Reaktion des Bodens bewirken. Solche Bodenverhältnisse werden von der Mehrzahl der Kulturpflanzen benötigt. Eine zusätzliche H⁺-Ionenzufuhr beschleunigt die Lösungsverwitterung der Carbonate und die Nährstoffauswaschung. Außerdem setzt Silicat-Verwitterung ein und Humus, Eisen-Verbindungen und Tonminerale können verlagert werden, was  zu einer Belastung des Grundwassers führen kann. Derzeit noch im Erprobungsstadium befindliche Waldkalkungen der Forstbehörden sind Ansätze, wenigstens die Neueinträge des sauren Regens im  Boden abzupuffern und langfristig einen Ausweg aus dem Phänomen des Waldsterbens[13] zu finden.

Ein weiteres Problem ist die Überdüngung der Böden durch die Landwirtschaft. Eine Vielzahl von Mikroorganismen und Kleinlebewesen sind an Nitrifikation und Denitrifikation[14] sowie am Abbau von  organischer Substanz im Boden beteiligt: In einem Gramm Ackerboden findet man durchschnittlich 1 Mrd. Bakterien, über 10 Mio. Pilze, mehrere Mio. Algen, Zehntausende von Protozoen und Dutzende von  Fadenwürmern. Die von den Mikroorganismen als Stoffwechselprodukte produzierten Enzyme haben ein für jeden Boden so typisches Verteilungsmuster, dass dieses als forensischen Nachweis dienen kann[15]. Die Bodenkunde (Pedologie) betrachtet die Böden der Erde als Teil der Biosphäre[16] und als Ökosystem und klassifiziert sie nach chemischer Zusammensetzung, Farbe, Korngröße, Porosität, Feuchtigkeitsgehalt, Mächtigkeit, Temperatur, Struktur, Eignung für Kulturpflanzen, Säuregehalt, Zustand ihrer Entwicklung (Reife) usw. Mit den chemischen Gesichtspunkten beschäftigt sich im wesentlichen die Agrikulturchemie. Die Bodenökologie betrachtet die Pedosphäre unter dem Aspekt des Stoff- und Energiehaushalts sowie der Wechselwirkung der Bodenorganismen miteinander und mit ihrer Umwelt.

 Probleme sollten zu lösen sein, oder auch nicht?

 Im damals neu eingerichteten und in jener Zeit durch seine Konzeption und Ausstattung einmaligen  Geomophologischen Labor des Geographischen Instituts der Universität Heidelberg wurde in den Jahren von 1965 bis 1975 eine Reihe von grundlegenden Laboruntersuchungen zur Relativdatierung von eiszeitlichen Kies- und Lößablagerungen durchgeführt. Die Anregung zu diesen Arbeiten kam von HANS GRAUL, dem damaligen Ordinarius für „Physische Geographie“ an der UNI Heidelberg. Durch die 1962 notwendig gewordene Revision seiner von ihm vertretenen pleistozänen[17] Stratigraphie der eiszeitlichen Ablagerungen im Schwäbischen Alpenvorland war er unsicher geworden und traute der Aussagekraft von alleinigen Befundaufnahmen im Gelände nicht mehr. In einer Zeit in der die  Umweltanalytik mehr und mehr an Boden gewann, glaubte er, dass man mit pysikalisch-chemischen Methoden einen Weg zur relativen Datierung von Verwitterungshorizonten in eiszeitlichen Ablagerungen  finden könne. Die im Labor gefundenen Fakten sollten die von ihm vertretene Auffassung vom zeitlichen Ablauf der Klimaschwankungen im Alpenraum bestätigen. Vorweg kann festgestellt werden, dass sein  Wunsch nicht erfüllt worden ist, zumal er durch seine Emeritierung ohne geeignete Nachfolge die Arbeiten zum Erliegen brachte.

 Ein Geomorphologisches Labor auf der Suche nach Lösungen

 Im Gegensatz zu den bisher üblichen Feldmethoden, versuchten die Mitarbeiterinnen und Mitarbeiter am  Geomorphologischen Labor zum einen durch chemische und physikalische Untersuchungen des Probenmaterials, welches in situ aus Verwitterungsschichten gewonnen wurde, eine relative Datierung der Ablagerung zu erreichen um dadurch auf das Alter der Schotterböden und auf die Verwitterungszonen der Lößsedimente schließen zu können, aus welchen es entnommen wurde. Zum andern wurde die  Aussagekraft physikalischer Messungen in den Aufschlüssen im Gelände untersucht.

Die ersten Ergebnisse waren wenig ermunternd. (KEUCH[18]1970). Daraufhin folgten weitere Untersuchungen zur Verbesserung der Methoden an Profilen, deren Stratifizierung als gesichert galt. Hier ist besonders der Ziegeleiaufschluß Heitersheim der von BRONGER[19](1966) recht eingehend untersucht wurde, anzuführen. Nachdem einige Methoden, z.B. die Steigzeitenmessung und Bodenchromatographie  versuchstechnisch verbessert und verschiedene Kontrolluntersuchungen parallel geschaltet wurden, erzielten wir überraschend gute Ergebnisse. Bis heute wurden von mir an exemplarischen Beispielen Feinsedimente und ihre Verwitterungen im gesamten östlichen und nördlichen Voralpengebiet sowie im Raum um den Kaiserstuhl vorgenommen. Typische Aufschlüsse für die jeweiligen Gebiete sind in dieser  Arbeit herausgegriffen, die aus den entnommenen Bodenproben erhaltenen Analysenergebnisse werden vorgestellt und diskutiert. Es soll gezeigt werden, dass genetische Zusammenhänge der Bodenentwicklung auch in unterschiedlichen „Verwitterungsprovinzen“ bestehen.

Unter der Arbeitsbezeichnung „Verwitterungsprovinz“ sollen die Gebiete verstanden werden, die einen  einheitlichen Substrattyp zeigen, dessen Verwitterung stets zu demselben Ergebnis geführt hat. Bei der Genese waren die klimatischen, morphologischen und biologischen Faktoren nicht immer ähnlich oder gar  gleich. Ganz allgemein ließe sich auch sagen, dass es sich dabei um lithomorphe Bildungen handelt, wenn man nur den Abschnitt der Bodenbildung betrachtet, der in die Zeit des Postglazials fällt. Die von FINK, J.[20](1961) versuchte Erklärung, unterschiedliche pleistozäne Windsedimente auf regional klimatische  Unterschiede zurückzuführen, kann im Grunde bestätigt und erweitert werden, wobei im ostalpinen Bereich die Substratabhängigkeit der Bodenentwicklung aus den Lößsedimenten nicht zu übersehen ist. Ähnliche Verhältnisse zeigen die im östlichen bayerischen Alpenvorland zwischen Passau und Regensburg untersuchten Substrate. Dagegen ist bei den Lößsubstraten im nieder- und oberösterreichischen Raum sowie jenen im Bereich des Rheingrabens eine klimalithomorphe Prägung dominierend. Aus der schematischen Darstellung der Untersuchungsgebiete (Bild 10) erkennt man die Verteilung der Räume mit  unterschiedlichen genetisch dominierenden Parametern sowie die Übergangsgebiete. Die Absicht dieser Arbeit ist, mit Hilfe analytischer Methoden Entwicklungsmechanismen der Sedimentpakete bis zu ihrem derzeitigen Stand sichtbar zu machen.

Die Problematik der Bodenbildungen im Eiszeitalter und im Postglazial ist ein zentrales Thema der  Pleistozänforschung. Man erwartet von der Paläopedologie Aussagen über die zeitliche Abfolge der Bodenbildungen und über die dabei wirkenden Klimafaktoren. Seit mehr als einem Jahrhundert haben sich  eine Reihe von Geographen, Geologen, Pedologen und Archäologen mit der Problematik der Bodengenese auf Löß- und Lößlehmsedimenten intensiv beschäftigt um etwas mehr Licht in den Verlauf der jüngsten  Erdgeschichte zu bringen. Eine aber unvollständige Auswahl von Veröffentlichungen zu dem behandelten Thema sind die folgenden Arbeiten von: PENK, A. und BRÜCKNER,E.[21](1909), BRANDTNER, F. [22](1954),HAASE,G.[23] (1963), KUBIENA W. L.[24](1956) MÜCKENHAUSEN,E.[25](1962), FELGENHAUER, F. et.al.[26](1959) FINK, J.[27](1954), GÜNTHER, E.W.[28](1961), MÜNICHSDORFER, F.[29](1925), EDELMANN, C.[30](1938), GANSSEN R.[31](1957), WITTMANN,O.[32](1936) SCHNEIDER,I.[33](l952), BRUNNACKER,K.[34] (1964), DIEZ, Th.[35] (1972) hervorzuheben.

Ganz allgemein kann zu allen angesprochenen Arbeiten gesagt werden, dass bei der von ihnen vorgenommenen Deutung der Genese relikter und rezenter Verwitterungs- und Bodenbildungen hauptsächlich morphologische, paläoklimatologische, geographische und quartärgeologische Gesichtspunkte an dominierender Stelle standen, also Erkenntnisse, die, von den Autoren im Gelände aufgrund von ihren subjektiven Beobachtungen gewonnen worden waren. Objektive Labor- und  Geländeuntersuchungen mit Meßgeräten, die zur Erfassung wichtiger physikalischer, chemischer und tonmineralogischer Merkmale führen, wurden selten und nicht konsequent in die Aussagen zur Herkunft  und dem Schicksal von eiszeitlichen Sedimenten einbezogen. Dies führte nicht zuletzt dazu, dass die Anschauungen über das Alter der gleichen und oft auch derselben Bodenbildungen weit auseinander  liegen. Die experimentellen Arbeiten aus dem Geomorphologischen Labor schufen eine breitere analytische Basis, die vornehmlich zur Vertiefung der Kenntnis der Materialeigenschaften von relikten und fossilen Verwitterungszonen und der darin ablaufenden Prozesse gedient hat. Wir denken, durch die Miteinbeziehung geomorphologischer Labormethoden in Überlegungen zum Ablauf eiszeitlicher sowie  nacheiszeitlicher Vorgänge in unserer Landschaft müsste der Grund, der bisher stark divergierenden Auffassungen unterschiedlicher Autoren über Entstehung und Alter von eiszeitlichen Ablagerungen, sichtbar werden.

  Das Rätsel der Lößentstehung und der Entwicklung von „Lößböden“.

 Nachdem der 1905 verstorbene Geograph Ferdinand Freiherr von RICHTHOFEN[36](1877) seine Theorie von der äolischen Entstehung der chinesischen Lösse publiziert hatte, übertrugen Gelehrte, wie SAUER (1889) und vor allen der Geomorphologe Albrecht PENCK,A. und BRÜCKNER,E.[37] (1909) diese Auffassung auf den mitteldeutschen - und den süddeutschen Löß. Von diesen Autoren wurde schon angenommen, dass der Löß ein Ausblasungsprodukt aus den Moränen, Sandern und glazialen Schotterfluren ist. SOERGEL,W.[38](1919) versucht schließlich mit Hilfe geologisch-stratigraphischer und paläontologisch-prähistorischer Befunde zu zeigen, dass die Hauptbildungszeit des Lösses ins Hochglazial fällt. Relativ spät werden Stimmen laut, die eine reine äolische Genese aller mitteleuropäischen Lößvorkommen ablehnen. So vertritt BERG (1932) die Ansicht, die Lößbildung (Verlössung) beruhe auf einem bodenbildenden Vorgang. Nach seiner Ansicht steht die für das Sediment typische Verlössung erst nach der Akkumulation von Feinsubstrat ein, das selbst aber jedweder Herkunft sein kann, beispielsweise neben äolischer ebensogut limnischer, mariner oder auch fluviatiler. LÖTZE (1948) fand für die Herkunft der  enormen Lößmengen keine terrestrische Erklärung und glaubt an mehrere vulkanische Phasen des Mondes. Sehr sachlich und naturwissenschaftlich einleuchtend hat sich dagegen JANIK V. (1967) in seiner  Arbeit über die Genetik der Sedimente auf der Traun-Hochterrasse bei Linz mit der Löß- und Lößlehmgenese auseinandergesetzt. Er greift auf Arbeiten von KÖLBL L.[39]  (1930/31) zurück, in denen die einheitliche Körnung des unveränderten Lösses als typisches Merkmal seiner Herkunft angesehen wird. Eine heute wohl allgemein anerkannte Anschauung, der lediglich die von GANSSEN R.[40] (1922) vertretene Auffassung widerspricht, die einheitliche Körnung der Lößsedimente sei auf die ariden Verwitterungsbedingungen bei der Sedimentation zurückzuführen. Er kann aber nicht befriedigend erklären, weshalb die Karbonatrinden, Teilchen lediglich bis zu Durchmessern der Fraktionsgruppe von  0,01 - 0,05 mm anwachsen lassen in Größenordnung der auch die Quarzkörner vorliegen, die den Hauptbestandteil des Lösses ausmachen. Aus diesem Grund ist sicher anzunehmen, dass die den Löß  aufbauenden mineralischen Bestandteile vor ihrer Sedimentation schon ähnliche Masse und Volumen besaßen. Die Variationen der verschiedenen als Lösse angesprochenen Sedimente, wie Normallöß, deutscher Groblöß, deutscher Gemenglöß, Flugsandlöß, chinesischer Löß, Lößlehme und andere sind lediglich auf das unterschiedliche Muttersubstrat und die divergierenden Transport- und Sedimentationsbedingungen zurückzuführen. Dies wird neben der grundlegenden Arbeit von KÖLBL(1931) auch durch Arbeiten von BRINKMANN R.[41] (1956), MOSTKOW M.[42]  (1956) und SCHMIDT M.[43]  (1957) untermauert. Es ist aber sinnvoll, die Sedimentationsabläufe in den beiden natürlichen Transportmedien Luft und Wasser einander gegenüberzustellen. Dabei erkennt man den stark unterschiedlichen Energieaufwand für den Transport gleicher Korngrößen. So wird beispielsweise Sand von 2,0 mm Durchmesser schon bei Flußströmungen von 0,6 m/sec. , aber erst bei einer Windgeschwindigkeit von 25  m/sec. - das ist Windstärke 9 - 10 nach der Beaufortskala - transportiert. Die ersten Untersuchungen von KÖLBL (1931) zeigten schon ein verschiedenwertiges Absinken der notwendigen Transportenergie mit abnehmender Korngröße in Wasser und Luft, so dass bei ungefähr 0,06 bis 0,05 mm Korndurchmesser und einer mittleren Dichte von 2,65 g/cm3 in beiden Medien die gleiche Strömungsgeschwindigkeit von ~0,3 m/sec ausreicht, um das Substrat zu verfrachten. Dadurch ist die obere Grenze der optimalen Lößkörnung gegeben. Zur Unterscheidung der Entstehungsbedingungen lässt sich die vollkommen  unterschiedliche Sinkgeschwindigkeit von Partikeln in Wasser und Luft heranziehen. Teilchen unter 0,02 mm Durchmesser haben in Wasser eine kaum messbare Sinkgeschwindigkeit; sie steigt langsam bis zu  einem Durchmesser Von 0,16 mm an, um darüber exponentiell zuzunehmen. Die dadurch charakterisierte Kornfraktion entspricht dem Hochflutlehmabsatz langsam fließender Gewässer in  Überschwemmungsgebieten. Vergleicht man die experimentell gefundenen Zahlenverhältnisse von Strömungsgeschwindigkeiten und Sinkgeschwindigkeiten in den beiden angesprochenen Medien so stellt  man fest, dass die Sinkgeschwindigkeit von Teilchen mit Durchmessern bis 0,2 mm in wässriger Suspension von der Fließgeschwindigkeit kaum mehr beeinflusst wird. Dagegen besitzen diese Partikel im Rauch (= Gemisch aus Gas und Feststoff) noch eine bedeutende Sinkgeschwindigkeit, die sehr wohl von der Strömungsgeschwindigkeit des Gasgemisches abhängt. Vereinfacht man das Modell der Transport- und Sedimentationsvorgänge so, dass man Parameter, wie Turbulenz, innere Reibung, Ionensättigung für Wasser, und die relative Feuchte, die Turbulenz sowie die Schichtung der unteren Atmosphäre  vernachlässigt, dann lassen sich auf Grund des STOKEschen Gesetzes

v = 2/9 _* 1/y _* r²_* (d₁ – d₂) _* g         (1)

v = Sinkgeschwindigkeit, r = Teilchenradius, d₁ = Teilchendichte, d₂ =  Dichte des Medium

y = innere Reibung des Mediums, g = Gravitationskonstante

  gewisse Aussagen über Transport- und Sedimentation unter äolischen, bzw. fluviatilen Bedingungen machen. So kommt beispielsweise V. JANIK[44] (1967) zu der nachfolgend wieder gegebenen Einteilung.                                                                                   

aquatische Sortierung pneumatische Sortierung  Mittelsand + größer   0,2 mm  Ablagerung im Uferbereich                          > 0,5 mm ortsnahe Verlagerung bei Sturm (stark ausgeblasener Flugsand)   Feinsand + Mittelschluff  0,2 - 0,02 mm Ablagerung im strömungsschwachen Auegebiet 0,5 – 0,05 mm  kein Ferntransport ohne Sortierung Teilchen unter 0,5 mm  Durchmesser gehen verloren    (ausgeblasener Flugsand)  Feinschluff + Ton < 0,02 mm Ablagerung im Seebecken totarmen Hochwasse r-Rückstaugebieten   <0,05 mm Absinken nur bei Windstille (Staubfälle)

           Tabelle1: Transport und Sortierung von Feinsedimenten in unterschiedlichen Medien. (n. V.JANIK)
  
Zu Tabelle 1 ist zu sagen, dass die getroffene Einteilung für eine aquatische Sortierung mit geringen  Abstrichen als gegeben angesehen werden kann. Im Gegensatz dazu sind die Verhältnisse bei der pneumatischen Sortierung nicht so einfach und übersichtlich wie dies die Tabelle zum Ausdruck bringt. Die  von mir durchgeführten Untersuchungen mit dem von der Firma Fritsch, Idar-Oberstein vertriebenen Windsichter haben gezeigt, dass die Sortierung der Ton- und Feinschluffanteile sehr stark von der  Luftfeuchte beeinflußt wird. Es gilt ganz allgemein, dass bei einer relativen Luftfeuchte von 75 % Teilchengemenge bis zu Durchmessern von 0,06 mm beim Windtransport nicht mehr getrennt werden.  Dieses Verhalten ist auf die Koagulation der Teilchen der Tonfraktion zurückzuführen. BAUER A.[45] (1971)  hat bei Siebanalysen von Löß und Lößlehmen festgestellt, dass die Werte < 0,04 mm bei allen Proben mit hohen Feinschluff- und Tongehalten zu niedrig gegenüber jenen liegen, die man durch die Nasssieb- oder  Schlämmanalyse erhält. Unsere Untersuchungen ergaben, dass geringe Beimengen von polaren Molekeln wie H₂O (1,87 Debye), NH₃ (1,58 Debye) oder Methanol (1,67 Debye) zu der Tonfraktion deren  Koagulationsbestreben zu einer Fraktionsbreite von 0,015 bis 0,06 mm stark stimuliert.

In den Kaltzeiten des Pleistozän lagen die Durchschnittstemperaturen während der Bildungsphase des Lößgesteins weit unter der Nullgradgrenze, die Luft war daher trocken, Tonminerale und Tonteilchen konnten statische Ladung tragen!

Der gleiche Effekt wurde auch in trockener Luft unter dem Einfluss eines elektrischen Feldes erzielt. Das  bedeutet, dass die vom Dipol polarer Lösungsmittel erzeugte Influenz ausreicht, um Tonminerale zu einer bestimmten Sekundärstruktur auszurichten. Aus der Berechnung (Bild 5) des Potentials eines Dipols geht hervor, dass letztlich der Abstand (r) und der Winkel (a) zwischen Dipolachse und der Richtung zum Aufpunkt für die von ihm ausgehende Wirkung entscheidend sind.

Bild 5: Potential eines Dipols

 Das Potential eines Dipols im Punkte (A), dessen Entfernung r vom Dipol im Vergleich zum Polabstand l groß ist, beträgt
V = E_0* Q₁/r₁ – E_0* Q₂/r₂ = E_0* Q (r₂ – r₁)/r_1* r_2; wobei Q₁ = Q₂   

für große Abstände vom Dipol kann man setzen
r₁ = r₂ = r und  r₂ - r₁ = 1 · cos a

daher ist
V = E_0* Q/r²_* cos a

das Dipolmoment ist aber Q _* l = (M)                        
also wird die Gleichung  zu
V = E_0* (M)/r²_* cos a       

 E₀ ist die Influenzkonstante; sie ist eine universelle Konstante wie etwa die Gravitationskonstante, Lichtgeschwindigkeit oder Gaskonstante. Ihr Wert beträgt:

E = 8,854168 _* 10^-12 [As/Vm]

Setzt man die im Versuch gefundenen elektrischen Potentiale für die koagulierende Abscheidung von Lößstäuben von rund 10³ Volt in die Gleichung ein, so erkennt man sofort, dass die Reichweite der  Influenz auf den molekularen Bereich beschränkt sein muss und die Größenordnung von 10^-9 m besitzt. Es ist zu vermuten, dass dadurch ein thixotroper Strukturaufbau initiiert wird.

Ebenso entscheidend für eine pneumatische Sortierung kleiner Korngrößen ist die Dichte der Partikel. Diese Gesetzmäßigkeit geht auch aus der Gleichung (1) hervor. Denn bei kleinen Teilchenradien r wird die Sinkgeschwindigkeit von der Dichte der Partikel kaum beeinflusst. Messungen im Strömungskanal haben diesen Sachverhalt bestätigt.

 Tabelle 2: Notwendige vertikale Windgeschwindigkeiten (in km/h) für den
Transport von Mineralen unterschiedlicher Korngröße.                                                                                                                                                                                                                                             ² bedeutet km/h

Aus Tabelle 2 ist zu ersehen, dass Teilchen mit Durchmessern < 0,02 mm und Dichten wie sie Minerale der Tonfraktion besitzen nicht mehr durch Wind getrennt werden können. Selbst bei Korngrößen von 0,06 mm ist eine

Material (Dichte)    Teilchendurchmesser       10 µm 15 µm 30 µm 60 µm Quarz (r = 2,65)    0,100 km/h   0,885 km/h 2,40 km/h 7,80 km/h Feldspat (r = 2,4)     0,086² 0,810 ²  2,16 ²  7,10 ² Muskovit (r = 2,88)   0,104² 0,990 ²  2,58 ²    8,27 ² Biotit (r = 3,2)    0,115²  1,070 ²  2,81 ²  8,95 ² Kaolinit (r = 2,6)    0,097²  0,880 ²  2,25 ²  7,75 ² Montmorillonit (r = 1,7)             0,061²  0,760 ²  1,55 ²  5,25 ²

Fraktionierung unter natürlichen Bedingungen unwahrscheinlich. Erst darüber ist eine echte Trennung während der äolischen Verfrachtung möglich. Die Tatsache, dass Löß in der Hauptsache aus Material der Fraktionsbereiche zwischen 0,01 - 0,05 mm zusammengesetzt ist, und dass Seigerungszonen  zum Gröberen in Richtung zu den angeblichen Ausblasungsgebieten fehlen, deutet auf eine Genese während seines Transportes hin. Aus den Stäuben, die in der Schwebe gehalten werden, fallen die Partikel durch Koagulation aus. Es kann sich dabei um Substrat jeglicher Herkunft handeln. Beispielsweise wie BÜDEL, J.[46] (1953) annimmt, aus der eiszeitlichen Frostschuttzone. Allerdings muss man dazu  festhalten, dass die Frostverwitterung in unseren Mittel- und Hochgebirgen unter den derzeitigen Bedingungen so gut wie keinen Staub erzeugt. Ob die Verhältnisse im Pleistozän soviel anders waren, so dass aus den Mittelgebirgen die riesigen Mengen Löß freigesetzt wurden, die zum Teil noch heute anstehen, soll der Phantasie jedes einzelnen überlassen bleiben. Einleuchtender scheint der Hinweis bei WEIDENBACH, F.[47] (1952), dass während der Eiszeit noch weitere vegetationslose Gebiete der Deflation unterlagen, die heute unter Wasser liegen. Eustatische[48]  Meeresspiegelschwankungen zwischen + 30 und  - 130 m um NN durch Bindung und Wiederabgabe gewaltiger Wassermassen während der Eiszeiten werden allgemein angenommen. Weite Gebiete des Kontinentalschelfes lagen demnach trocken und konnten ausgeblasen werden. Zu dieser Staubquelle kommen sicherlich die pleistozänen Flußsysteme als Lieferanten von Löß hinzu. Dagegen dürfte der Beitrag aus den Moränengebieten nicht allzu stark ins Gewicht fallen. Der Löß soll im Hochglazial entstanden sein, und gerade dort war das Moränengebiet mit Eis bedeckt.

An dieser Stelle soll die Problematik angesprochen werden, ob Löß nicht auch in einem Interglazial entstanden sein könnte? Paläobotanische Untersuchungen pleistozäner Sedimente zeigen, dass während  der Interglazialzeiten merklich höhere Temperaturen und Niederschläge herrschten als dies heute der Fall ist. Nach SCHWARZBACH M.[49] (1950) bedeckten üppige Wälder in einem gemäßigt - warm humiden Klima die eisfreien Gebiete. Es herrschte ein Klima in dem eine intensive chemische Verwitterung und Bodenbildung stattfand. Eine Verfrachtung der dadurch entstandenen Horizonte des Oberbodens führt zu  einem karbonatfreien Substrat und mit absoluter Sicherheit nicht zu dem Sediment, das heute karbonatreich ist und als Löß bezeichnet wird. Es ist aber nicht auszuschließen, dass sogenannte „Lößlehme “ nach dem Absterben der Vegetation aus diesen interglazialen Böden hervorgegangen sind. Jedenfalls ist eine große Bereitschaft zum „Bodenabtrag“ Voraussetzung für die Verfrachtung des Feinmaterials. Die Vegetationsdecke muss dazu ihre Schutzfunktion verlieren und die exogenen Kräfte der Natur müssen in ihrer Wirkung zunehmen. Solche Verhältnisse herrschten wahrscheinlich als der  mitteleuropäische Raum Übergangszone vom nivalen zum kontinentalen Steppenklima war. Sie werden von Autoren, wie POSER H.[50] (1948), SCHÖNHALS E.[51] (1959) und WEISCHET W.[52] (1954) für das  Hochglazial der letzten Vereisung angenommen. Im Analogieschluss kann man es auf die davor liegenden Vereisungen übertragen. Die auffallendste meteorologische Erscheinung ist im „Eiszeitsommer“ die  Auslösung von Fallwinden gewesen, denn es herrschte mit Sicherheit eine starke Thermik zwischen der intensiv reflektierenden kalten Eiskalotte im Norden und dem warmen eisfreien Gebiet in Mitteleuropa. Die über dem Eis gebildete sommerliche Antizyklone wurde durch das für diese Jahreszeit charakteristische nordatlantische Hoch weiter stabilisiert, so dass im „Sommer“ Winde aus Nord und Nordost vorherrschten.  Für den Alpenraum gilt gleiches. Allerdings ist eine wesentlich geringere Intensität des Alpenhochs anzunehmen. Die Winde wehten hier demnach aus südlichen und südwestlichen Richtungen, wenn sie  nicht von den stärkeren Winden aus der Polarzone überlagert wurden.

Der „Sommer“, war niederschlagsfrei oder jedenfalls niederschlagsarm. Während des „Eiszeitwinters“ bestand zwischen Land und Eis kein thermischer Unterschied, so dass die Hochdruckzellen zerfielen, die Zyklonen in der Westwinddrift über Europa hinwegzogen und Niederschläge mit sich brachten. Die  Vorstellung also, dass während der Lößablagerung im circumalpinen Raum ein permanenter mittelstarker Westwind herrschte, scheint nicht zuzutreffen. Zu einem ähnlichen Ergebnis gelangt ROZYCKI S. Z[53]. (1961) durch eine Analyse der akkumulativen Lößformen in Bulgarien. Er kann recht eindeutig zeigen, dass  die Sedimentation des jungen äolischen Lößes durch zwei Windsysteme hervorgerufen wurde. Einem vom Alpenraum dirigierten mit der Hauptwindrichtung WSW - ENE und einem stärkeren, das weiter im Osten  wirksam wird und seine bevorzugte Richtung in NNW – SSE einstellte.                   

Die Windsedimentation kann für die klimaphytomorph geprägten Lösse im Untersuchungsgebiet  angenommen werden. Ebenso wie S. Z. ROZYCKI (1961) und V. JANIK (1969) bin ich der Ansicht, dass die entkalkten Löß- und Staublehme – ebenso die im Liegenden der jüngeren äolischen Sedimente - nicht äolischen Ursprungs sind. Die später zu diskutierenden Untersuchungsergebnisse weisen eher darauf hin, dass nach den Sommerregen das ganze Land überflutet und mit einer geschlossenen Schicht  halbflüssigen Lößlehmschlammes bedeckt war. Durch Verdunstung und Versickerung verdichtete sich dieser ziemlich rasch, so dass er in der anschließenden Jahreszeit nicht so leicht ausgeblasen werden konnte. Im bayerischen und österreichischen Tertiär erkennt man sehr schön, wie diese Sedimente die Depressionen auffüllten. In diesen Gebieten wurde während der Eiszeiten vorherrschend akkumuliert und  nicht erodiert. Der relativ hohe Feintonanteil der untersuchten Lehme spricht für diese Hypothese. Dabei darf man aber den Einwand HOLZERS F.[54] (1952) nicht übersehen, dass die mechanische  Körnungsanalyse allein noch keinen genetischen Schluss über die Entstehung des Lösses zulasse. Er selbst versuchte eine Unterscheidung äolischer und fluviatiler Sedimente auf Grund des Abrollungsgrades von Quarzkörnern herbeizuführen. Durch die geringere Dichte der Luft gegenüber dem Wasser und durch die weitaus höhere Transportgeschwindigkeit werden die Körner bei der äolischen Verfrachtung stärker  abgerundet. Diese Gesetzmäßigkeit machte sich HOLZER zunutze und unterschied Proben aus Gletscherbachsand, Donausand, Flusssand und Löß. Leider brachte die vorgeschlagene Methode bei den  älteren Sedimenten kein Ergebnis. Das dürfte sicherlich auf den mehrfachen Transport in verschiedenen Medien und die, neben dem mechanischen Angriff, ständig einwirkende chemische Verwitterung zurückzuführen sein.

Der Chemismus der Lößgenese scheint in älteren Arbeiten stark unterbetont zu sein. Erst am Ende der  1950er Jahre beschäftigen sich BREWER und HALDANE (1957) mit einleitenden Versuchen der Tonanordnung im Boden. Dabei stellen sie fest, dass die Toneinrichtung in Sedimenten von Schluff- oder Feinsandteilchen gestört wird. Nach ihren Untersuchungen ist die Ausfällung von Tonteilchen in Spalten und Hohlräumen des Bodens abhängig von der Salzkonzentration im Solum. Das sind Ergebnisse, die darauf hinweisen, dass die Makrostruktur der pleistozänen Sedimente und deren Verwitterungshorizonte nicht nur durch diagenetische Prozesse, sondern von Anfang an durch die Primärstruktur der sedimentierten Teilchen geprägt ist. Aus diesem Grund ist die Betrachtung der mineralogischen und chemischen Zusammensetzung der Lösse, Löß- und Staublehme zur Aufklärung ihrer Entstehung wichtig.

Für das klimalitomorph geprägte Sediment, den Löß, kann man zusammenfassend sagen, dass es sich bei  ihm um ein Substrat mit bestimmter Korngröße und schwankendem Kalkgehalt handelt; er wurde während des Hochglazials bis in das Spätglazial hinein unter dem Einfluss eines kaltariden Klimas aus  vegetationsfreien Gebieten ausgeblasen und nach der Koagulation der Schwebstoffe in einem dazu prädestinierten Gebiet sedimentiert. Diesem Sediment sind durch das im anschließenden Interstadial oder Interglazial herrschende Klima durch bodenbildende Prozesse, weitere charakteristische Merkmale aufgeprägt worden.

 Löß ist ein Gestein, kein Boden! 

 Um die Entwicklung der verschiedenen Böden auf Löß und lößähnlichen Sedimenten aufzeigen zu können, sollen nochmals knapp die charakteristischen Merkmale des Substrates ins Gedächtnis gerufen werden. Das Ausgangsgestein der zu besprechenden voneinander abweichenden Bodenbildungen ist ein gelblich  gefärbtes, ungeschichtetes äolisches Lockersediment mit einem ausgeprägten Korngrößenmaximum seiner Bestandteile zwischen 10 und 60µm Durchmesser. Die Anteile der verschiedenen im mitteleuropäischen  Löß vorkommenden Fraktionen betragen, 70 – 80% Schluff (Korngröße: 63 – 2µm), l0 – l5% Sand (Korngröße: 200 – 65µm) und ebenfalls 10 – 15% Ton ( Korngröße: <2µm). Darüber hinaus ist der meist  hohe Kalkgehalt charakteristisch, er kann je nach Einzugsgebiet bis zu 35% betragen. Der Löß zeigt eine vertikale Struktur, die primär durch die am Aufbau beteiligten Partikel hervorgerufen wird und nicht wie  öfter angenommen durch unterschiedliche Druckverhältnisse im Sediment. Die so vorgegebene Struktur wird durch diagnetische Vorgänge, wie die Lösung und Wiederausfällung von Karbonaten, konserviert und  verfestigt. Minerale, die ihre Primärstruktur in das Lößsediment einbringen, sind Quarzmit 40 – 50%, daneben 15 – 20% Alkalifeldspäte (Qrthoklas, Sanidin, Adular, Mikroklin und Albit), sowie 10 – 15% Kalkspat (Kalzit), 10%   Glimmer (Muskovit, Biotit), 10%   Tonminerale (Kaolinit, Montmorillonit, Illit) und l – 2%  Kalknatronfeldspäte (Oligoklas, Andesin). Den diagnetischen Prozessen, die mit der Bodenbildung einhergehen, stehen umgerechnet damit nachfolgende Oxide zur Verfügung: 

 Siliziumdioxid 68%,  Aluminium-III-oxid 7,8%, Eisen-III-oxid 1,6%, Eisen-II-oxid 0,22%,   Magnesiumoxid 1,5%, Calziumoxid 6,9%, Dinatriumoxid 1,2%, Dikaliumoxid 2,1% Kohlenstoffdioxid 6,3%, sowie ein Rest bis zu 4,4% der sich aus verschiedenen Metall- und Nichtmetalloxiden, je nach Mineralgesellschaft,  zusammensetzt. 

 Bei der Bildung klimaphytomorpher A-B-C-Böden, also jenen Bodenbildungen, die humosen Oberboden und tonreichen Unterboden auf dem Ausgangsgestein ausgebildet haben, treten die lithogenenMerkmale zurück, so dass klimabedingte und vegetationsbedingte Merkmale bei dieser Art von Bodentypen  vorherrschen. Das bedeutet, dass der A-Horizont nicht mehr unmittelbar über dem Ausgangsgestein und von ihm geprägt, sondern durch einen B-Horizont von ihm getrennt wird. Will man dies morphogenetische  Klassifizierungssystem für die Bodenbildungen aus Löß streng beibehalten, dann handelt es sich bei den Bildungen in kontinentalen Klimabereichen mit 200 – 500 mm Jahresniederschlägen um Ausnahmen, denn  dort entwickeln sich auch im Klimaxstadium nur ein A-C-Boden. In diesen Fällen ist es sicherlich besser, von klimalithomorphen Böden zu sprechen. 

 Unter klimatischen Bedingungen, wie sie derzeit in Mitteleuropa gegeben sind, wird die Klimaxbildung eines A-C-Bodens auf Substrat, wie Löß- oder Staublehm  nicht erreicht.

Der Beschreibung der für die Bodenbildung wichtigsten Faktoren, soll eine kurze Typologie der  klimalithomorphen Lößböden vorausgestellt werden.

 In verschiedenen südrussischen Steppengebieten und in Steillagen europäischer Lößgebiete tritt als Rohboden der Löß-Syrosem auf. Es handelt sich um das Initialstadium einer Bodenbildung auf kalkhaltigem Substrat. Eine Horizontdifferenzierung ist kaum zu beobachten, der Bodenchemismus und die biologische Aktivität sind noch nicht stark ausgeprägt. Durch mikromorphologische und andere physikalisch-chemische Untersuchungen lässt sich die Differenzierung des Oberbodens von seinem Substrat feststellen. So ist beispielsweise die teilweise Überbrückung der Intergranularräume durch Rindesubstanzen der Tonfraktionen zu erkennen. Auf die durch Lösungsverwitterung eingeleitete Bodenbildung weisen die diagnetisch[55] gebildeten Kalkmikrolithe hin. In humiden Klimaten ist der Löß-Syrosem wegen der intensiven Lösungsverwitterung ein nur kurzlebiger Zwischenzustand in einer Entwicklungsreihe. Lediglich in steilen Hanglagen, wo ständige Erosion die fortschreitende Bodenentwicklung ausgleicht, bleiben etwas lehmreichere Rohböden erhalten.

In Rumänien Südspanien, weiten Gebieten der UdSSR und der USA wo die mittleren Jahresniederschläge ein Maximum von 550 mm nicht übersteigen, und die Temperaturamplitute zwischen 1,5°C und 27°C liegt, ist der graue Serosem verbreitet. Dieser Boden ist durch die typischen Wassergänge der Halbwüsten geprägt. Stoßlösungen und geringe Auswaschung bedingen den hohen Kalkgehalt des Oberhodens. Aszendierendes (aufsteigendes) Wasser führt nicht selten zur zusätzlichen Ausbildung von Kalk-, Gips-  oder Kieselsäurekrusten dicht unter der Oberfläche. Die spärliche Pflanzenproduktion dieses Bodentyps ist eine Funktion des Klimas. In Südostrussland tritt bei mittleren Jahresniederschlägen zwischen 200 – 300 mm und einem Jahrestemperaturgang zwischen –10°C und 25°C ein brauner Halbwüstenboden, der Burosem auf. Er zeigt einen erhöhten Humusgehalt im Oberboden und ein intensiveres Bodenleben als der Serosem . Die Lösungsverhältnisse sind sehr ähnlich. Man könnte ihn als Übergangsbildung zu den ebenfalls in Südostrussland, aber auch im südosteuropäischen Bereich (Rumänien, Ungarn) und in den Vereinigten Staaten verbreiteten kastanienfarbenen Böden, den Kastanosem auffassen. Sie entwickeln sich hauptsächlich in Klimabereichen mit 300 - 350 mm Jahresniederschlag und einem von –13°C bis +34°  C schwankenden jährlichen Temperaturgang. Die Lösungsvorgänge im Steppenklima mit heißen Sommern und kalten Wintern sind ausgeprägter, so dass neben einer verstärkten Kalkwanderung auch die von Magnesiumkarbonat beobachtet wird. Beide Salze werden in Tiefen von 40 – 60 cm als diagnetisch[56] gebildeter Dolomit ausgeschieden. Bemerkenswert ist die hier erstmals ausgeprägte prismatische Struktur der Bodenaggregate im unteren Teil des A-Horizontes, sowie das Zustandekommen einer Verbraunung, die nicht etwa auf Anreicherung von gefärbten Metalloxiden beruht, sondern auf dem Vorhandensein von Erdalkalihumaten[57]. Dies ist ein wichtiger Hinweis für eine Beurteilung von relikten[58] und fossilen  Bodenresten auf und in vergleichbaren Ausgangsgesteinen.

Der humusreichste Bodentyp mit einem A-C-Profil, der Tschernosem, ist eine Steppenschwarzerde, die sich aus Löß entwickelt.

 Bild 6: Typische Schwarzerde (aus SCHROEDER, D.[59] (1969))

 Seine Entwicklung ist an Klimate mit mittleren Jahresniederschlägen von 450 – 500 mm  und Temperaturschwankungsbreiten von –l0°C bis +20°C gebunden. Solche Bildungsbedingungen herrschen heute noch in der Ukraine, dagegen dürfte das Bildungsoptimum in Mitteleuropa im beginnenden Boreal[60] gelegen haben. In dem darauffolgenden humideren Klima begann die Degradation der Tschernoseme zu Braunerden und weiter zu Parabraunerden. Der kurze Blick auf die Klimasequenz der A-C-Böden, die sich auf Löß entwickeln, zeigt eindeutig die dominierende Stellung des  Wassers als Bildungsfaktor der aufgezeigten Bodenreihe. Das wird ganz besonders deutlich, wenn man den Tongehalt der Tschernoseme von 20 – 40% dem der Syroseme von 2 – 6 % gegenüberstellt. Desgleichen findet man in der aufgezeigten Sequenz erstmals im A-Horizont der Schwarzerde Anreicherungen von gefärbten Metalloxiden.

Die Genese der auf den lößbedeckten Hochterrassen der großen bayerischen Alpenflüsse und der Donau von DIEZ[61] (l972) beschriebenen schwarzerdeähnlichen Böden zeigt;  gleichfalls eindringlich ihre  notwendige Zuordnung zu den klimalithomorphen Bodenbildungen. So weist deren gesetzmäßige Verbreitung und ihre Veränderung mit zunehmender Entfernung von den substratliefernden Flußauen darauf hin, dass hier unter dem veränderten Parameter ”Klima” unter anhaltender, Nachlieferung von karbonathaltigem Substrat Bodentypen entstehen, die den zuvor angerissenen weitgehend gleichen.  Dieser Sachverhalt beweist die Gesetzmäßigkeit der Bodenbildung auf einem kalkhaltigen Lockersediment. Bei Abweichungen vom Klimaoptimum für die Entwicklungsreihe der A-C-Böden kann der Vorgang durch Einbringen des lithogenen Parameters im natürlichen Gleichgewicht gehalten werden. Das sind wichtige Voraussetzungen zur Erklärung der Bodengenese relikter und fossiler Paläosole auf den von mir untersuchten Feinsedimenten. Die schon längere Zeit bekannten schwarzerdeähnlichen Böden im bayerischen Alpenvorland wurden früher als Reliktböden eines nacheiszeitlichen Steppenklimas oder als  grundwasserbeeinflusste Bildungen gedeutet. Die Unhaltbarkeit dieser Entstehungstheorien konnte DIEZ (1972) zeigen. Damit liegt der Verdacht nahe, dass auch interstadiale Bodenbildungen auf gleichem  Substrat unter humideren Bedingungen als bisher angenommen, entstanden sein können. Diese Annahme erklärt die oftmals in den Bodenresten stärker erscheinende Lösungsbeeinflussung des Ausgangsgesteins.

Die Atmosphäre erzeugt Böden aus Löß

Chemismus der Lösungsverwitterung im karbonathaltigen Löß

 Die bei der Lösungsverwitterung von Karbonatgesteinen auftretenden physikalisch-chemischen Abläufe  werden von allen bodenbildenden Faktoren beeinflusst und in ihrer Wirkungsweise sowie Geschwindigkeit bestimmt. Eine endgültige Klärung dieser Prozesse in der Natur konnte bis heute noch nicht erfolgen. In  jüngster Zeit haben sich FRANKE[62] (1963), FEZER[63] (l969), GERSTENHAUER und PFEIFFER[64] (1966), PONNANPERUMA[65] (1967), SCHEFFER[66] et. al.   (1962), SWARTZENDRUBER und BARBER[67] (1965)  jeweils mit Teilaspekten der Lösungsverwitterung auseinander gesetzt. Der komplexe Zusammenhang soll kurz charakterisiert werden. Die Lösungskonzentration im Sediment mit hohen Calzitanteilen stellt sich nach der Möglichkeit des CO₂ -Zutritts durch die Luft, dem Wasseranteil und der darin vorhandenen Konzentration an Fremdionen ein. An den Gleichgewichten sind neben dem CO₂-Partialdruck die folgenden  Aktivitäten (a) beteiligt:

^aH₂ CO₃ ; ^aHCO₃^-  ; ^aCO₃^2-  ; ^aH⁺ ; ^aOH^- ; ^aCa⁺⁺ ; ^aMe⁺ ; ^aR^- ; ^aMe⁺⁺ ; ^aMe⁺⁺⁺ usw.

(Me⁺ = einwertige Metalle;   R^- =   Säurereste; Me⁺⁺ = zweiwertige Metalle; Me⁺⁺⁺ = dreiwertige Metalle). 

 Wenn man berücksichtigt, dass Temperatur und Druck für die einzelnen Aktivitäten bestimmende Größen darstellen, wird die Vielfalt der Reaktionswege deutlich. Der einfachste Fall wäre die Sättigung einer Porenlösung im Vakuum unter Ausschluss aller weiteren Parameter. Das dissoziierte Karbonat würde mit  dem Bodenwasser reagieren und Hydroxidionen freisetzen, die die alkalische Reaktion in kalkhaltigen Substraten erzeugen.

Bild 7: CO₂ –Gleichgewicht hängt vom pH-Wert ab

 Die Konzentration der Bikarbonat-, Karbonat- und Kalziumionen sind vom jeweiligen pH-Wert abhängig,  diese Abhängigkeit ist in Bild 7 graphisch dargestellt.

Im  Boden steht die Lösung nicht nur mit den Kalken, sondern auch mit der Luft und ihrem CO₂-Gehalt; (p CO₂  = 10^-3,5 · 1,01325 bar) im Gleichgewicht, damit stellen sich andere Konzentrationen ein. Die  Dissoziation der im Regenwasser und den Gewässern gelösten Kohlensäure liefert Protonen an die Systeme I und II. Dadurch wird die Löslichkeit der Karbonate erhöht. Die Bildung von Protonen bei der Dissoziation von Kohlensäure lässt den pH-Wert und die Karbonationenkonzentration sinken, die Ca²⁺–Ionenkonzentration ansteigen. In Tabelle sind. die unterschiedlichen Konzentrationsverhältnisse in  wässrigen Lösungen unter Luft und Luftausschluss angegeben.

 

wässrige Lösung im Gleichgewicht mit Calzit im Vakuum (25°C) wässrige Lösung im Gleichgewicht mit Calzit bei Luftzutritt und  (25°C) pH-Wert  9,95  8,4 Ca2+ 10-3,9  10-3,4 CO32- 10-4,4  10-4,9 HCO3- 10-4,05 10-3,0 H2CO3 10-7,6 10-5,0

 Tabelle 3:  Konzentrationsverhältnisse von wässrigen Karbonatlösungen

 Merke: Im Boden sind die Verhältnisse noch verwickelter, denn ein Teil des zur Einstellung des  Karbonatgleichgewichtes nötigen Karbonatrestes wird durch Komplexe mit Alkali- und weiteren Erdalkalielementen gebunden. Laboruntersuchungen haben gezeigt, dass Na⁺-Ionengehalte die  Löslichkeit von Kalk stark erhöhen. Ebenso bewirkt die Vergrößerung des CO₂-Partialdruckes durch Oxydation organischer Substanzen oder durch bakterielle Tätigkeit im Boden eine  erhöhte Lösungsverwitterung der Karbonate. In gleicher Richtung macht sich beispielsweise auch eine Temperaturerniedrigung bemerkbar, denn dadurch wird die Löslichkeit von  Kohlenstoffdioxid im Wasser erhöht. Ein Gesichtspunkt, der zeigt, dass die verminderte biotische Aktivität bei Temperaturabnahmen durch erhöhte chemische Umsetzung im karbonathaltigen Substrat unter Umständen aufgefangen werden kann.

Die Strukturen im Löß

Die Beschaffenheit von Karbonatgesteinen stellt einen wesentlichen Faktor für die Art und Geschwindigkeit  der Karbonatlösung und damit der Bodenentwicklung dar. Diese Voraussetzung kann man direkt auf andere Substrate übertragen, ganz besonders aber auf kalkreichen Löß. Die von mir durchgeführten Untersuchungen betrafen drei voneinander zu unterscheidende Ausgangssubstrate. Neben dem schon erwähnten Löß, dessen Genese und Zusammensetzung seit KÖLBL[68] (1930) von einer ganzen Reihe von Autoren untersucht wurde, handelt es sich hier um ein Folgesubstrat der primären Bodengenese, den Lößlehm. Dieser zeigt Korngrößenmaxima bei 20 – 65µ und häufig auch solche im Feinsandbereich bei 60 – 200µ. Der Staublehm, ein Sedimentationsprodukt aus tertiären Ablagerungen des alpinen Raumes, ist durch seine Mineralzusammensetzung von den beiden genannten Substraten verschieden. Bekannte Faktoren, die auf die Bodenentwicklung Einfluss haben, sind die Bankung und Klüftung der Gesteine, die Lagerung der Schichtflächen sowie die spezifische Bruchneigung bei mechanischer Beanspruchung; also ein Einfluss der von der Tertiär- und. Quartärstruktur der Sedimente herrührt. Man muss davon ausgehen, dass petrographische Faktoren, wie die Gesteinsstruktur von ihrer chemisch-mineralogischen  Zusammensetzung geprägtsind. 

     Unter Primärstruktursoll der durch die chemische Zusammensetzung bedingte räumliche Aufbau der kleinsten Bausteine, der Moleküle verstanden werden. Es handelt sich demnach um  4-SiO₄^4- – Tetraeder oder trigonale CaCO₃–Kriställchen und viele andere. Die Sekundärstruktur wird durch die sterische  Anordnung der Atome in der Primärstruktur vorgegeben; sie spiegelt sich im makroskopischen Kristallbau der Minerale wieder, z.B. in der Inselstruktur des Olivins, der Kettenstruktur der Pyroxene oder der Bandstruktur der Amphibole. Die Tertiärstruktur der Mineralgemenge in Gesteinen oder jene in diagnetisch aufbereiteten Sedimenten ist neben den äußeren physikalischen Bildungsparametern von der inneren Veranlagung, nämlich der Sekundärstruktur, bestimmt. In höheren Ordnungen, wie beispielsweise den Böden, die als Grenzphänomen zur Biosphäre anzusprechen sind, liegt die Organisation der anorganischen und unbelebten organischen Bestandteile in ihrer Quartärstruktur vor.

Die qualitative Betrachtung des Mineralbestandes der drei von mir untersuchten Ausgangssubstrate und deren Verwitterungszonen zeigt innerhalb der ausgeschiedenen Bildungsräume eine auffallende Gleichförmigkeit. Eine Tatsache, die auch SALGER[69] (1954) bei Untersuchungen von Verwitterung und  Bodenbildung auf diluvialen Schotterterrassen im Mindeltal feststellte. Daraus ziehe ich den Schluss, dass mit Ausnahme der jungen klimalithomorphen Verwitterungen im karbonathaltigen äolischen Substrat, alle übrigen von mir als lithomorph oder als gemischte Prägung angesprochenen Verwitterungshorizonte (-relikte sowie fossile Landoberflächen-) weitgehend ältere verlagerte Tertiärstrukturen enthalten. Die  Gefügeformen (Quartärstrukturen) der Böden werden durch das Zusammenspiel mineralischer und organischer Substanzen, der Organismen des Edaphons und der Wurzeln höherer Pflanzen gebildet. Die anorganischen Bestandteile sowie die Kohlenstoffverbindungen aus der Verwesung wurden durch die besonderen klimatischen Verhältnisse im Pleistozän in nicht allzu stark wechselnder Zusammensetzung auf das Folgesubstrat übertragen. Da sie aber Träger der aggregierenden und segregierenden Kräfte  sind,       werden entscheidende Bodeneigenschaften vererbt. Diese Annahme wird recht eindeutig durch die in den Untersuchungsergebnissen auftretende Verwandtschaft der Kohäsions-, Adhäsions- und Adsorptionseigenschaften zusammengehöriger Böden und Substrate unterstrichen. Eine weitere Folgerung der aufgezeigten Hypothese ist die Unbrauchbarkeit der Bodenmächtigkeit als Hauptindiz für Intensität und Dauer der Verwitterung. Diese Einschränkung ist besonders für die Beurteilung von relikten  Qberflächen im periglazialen Bereich bedeutungsvoll. Denn gerade dort ist Material mit seinen Sekundär- und Tertiärstrukturen aus präquartären Landoberflächen in die Verwitterung und Bodenneubildung des  Eiszeitalters eingegangen. Dadurch werden besonders in diesen Gebieten Verhältnisse vorgetäuscht, die nicht gegeben waren. Die genetischen Zusammenhänge im Ausgangssubstrat sind es sicherlich auch, die die eindeutige Untersuchung zwischen alt- und. ältestpleistozänen Verwitterungen erschwert und in vielen Fällen unmöglich macht. Dagegen lassen sich die jung- und mittelpleistozänen Bodenbildungen  eindeutig stratifizieren, wenn ihr Ausgangssubstrat durch ausreichende Nachlieferung von frischem ungeprägtem Ausgangsmaterial mit relativ hohem pH–Wert angereichert wurde. Das dürfte ein Beweis dafür sein, dass neben dem Klima das Gestein eine dominierende Rolle in der Entwicklung der circumalpinen Paläosole eingenommen hat.

 Welchen Einfluss hat das Klima auf die Bildung von Lößböden?

 Die Betrachtung der derzeit wirksamen klimatischen Einflüsse auf die Bodenbildung darf nicht zu deduktiven Schlüssen verleiten. Selbst bei der Untersuchung rezenter Bodenbildungen im umrissenen Gebiet müssten historische und prähistorische Klimagänge mitberücksichtigt werden. (vergleiche MOLL[70], l965) Nachdem angenommen werden kann, dass in den verschiedenen Bildungsräumen entstandene Böden aus weitgehend vergleichbarem Substrat hervorgegangen sind, muss für die unterschiedliche Entwicklung und Verwitterung unterschiedliche klimatische oder zeitliche Beeinflussung  angenommen werden. Es bleibt aber immer noch die Frage offen, ob das Auftreten der angesprochenen Entwicklungsunterschiede der Verschiedenartigkeit der rezent wirksamen Klimate zuzuschreiben ist oder ob sie nicht schon die Folge einer Veränderung des Bodenmaterials durch davor liegende Verwitterungszyklen darstellt. Zur Aufklärung dieser Frage ist es notwendig, Räume mit möglichst  ähnlichen rezenten klimatischen Verhältnissen auf die in ihnen entwickelten Böden hin zu untersuchen. Dabei ist das Auftreten oder die Dominanz bestimmter unterschiedlicher Bodeneigenschaften oder  Bildungsprozesse ein Hinweis auf die Beteiligung von Verwitterungsmaterial, das aus heute abgeschlossenen, also zurückliegenden Verwitterungsperioden stammt. In solchen Fällen kann man annehmen, dass Reliktmaterial aus einer oder mehreren pleistozänen Verwitterungsphasen in die rezente Verwitterung einbezogen wurde und die Abweichung der erwarteten Untersuchungsergebnisse voneinander bedingt. Diese theoretischen Voraussetzungen sind umgekehrt nur dann erfüllt, wenn in den von mir ausgeschiedenen Bildungsräumen definierte Klimabedingungen herrschen, die zu typischen  rezenten bodenbildenden Prozessen und Materialzuständen führen. Solche Prämissen sind wegen der komplexen Verhältnisse in einem nicht abgeschlossenen Ökosystem (RICHTER[71] 1968, HAASE[72] 1966, NEEF[73] 1963) nur als Variable gegeben. Zur Charakterisierung der Klimaverhältnisse in den  verschiedenen Bildungsräumen der lithomorph und klimalithomorph geprägten Löß- und Lößlehmböden sind in Abb. 4 die langjährigen Mittel von Niederschlags- und Temperaturmessungen verschiedener  meteorologischer Stationen graphisch dargestellt. In den Diagrammen sind die Jahresgänge wiedergegeben:

a)       der Monatsmittel der Lufttemperatur, durch die den schraffierten Teil begrenzende ausgezogene Linie,
b)       der Monatsmittel der täglichen Maxima der Lufttemperatur, durch die punktierte Linie,
c)       der monatlichen Maxima der Lufttemperatur, durch die gestrichelte Linie,
d)       der monatlichen mittleren Niederschlagssummen durch die obere ausgezogenen Linie.

  Bild 8: Ausgewählte Klimadaten

 Die jeweiligen Jahresmittel der Lufttemperatur, der täglichen Maxima der Lufttemperatur, der  absolut höchsten Maxima der Lufttemperatur und des Niederschlags sind unter der zugehörigen Kurve als Zahl angegeben.

Die Zahlen hinter den Stationsnamen geben die Meereshöhe der Station und den Messzeitraum an.

Der Jahresgang von Niederschlag und Temperatur im Gebiet der ”klimalithomorphen Prägungen” des Oberrheingebietes wird durch die Stationen 7, 8 und 9 (Breisach, Oberrotweil und Lahr) dargestellt.

Die Stationen 2, 4, 5 und 6 (Linz, Regensburg, Augsburg und Biberach) verdeutlichen den Gang der Klimaelemente in den Gebieten ”gemischter Prägungen”.

Die Gebiete ”lithomorpher Prägung” sollen durch die Wetterelemente der Stationen l und 3 (Graz  und Passau) klimatisch charakterisiert werden.

Für die Beurteilung der Verwitterungsintensität, der Pflanzenproduktion und letztlich der  Bodenbildung sind nicht die einzelnen Wetterelemente von Bedeutung, sondern ihr gleichzeitiges Zusammenwirken. Die Diagrammen sind in Anlehnung an den KLIMADIAGRAMM-WELTATLAS (Jena 1967) gestaltet. Das Klima soll als eine Einheit mit einem für das Untersuchungsgebiet charakteristischen jahreszeitlichen Ablauf der Witterung  dargestellt werden. Sie geben Aufschluss über die mittleren Temperatur- und Niederschlagsverhältnisse im Laufe eines Jahres; außerdem zeigen sie das Vorhandensein, die Dauer und die Intensität einer relativ humiden und relativ ariden Jahreszeit, ebenso wie die Dauer und Intensität eines kalten Winters. Dadurch erhält man die notwendigen Grundlagen zur Beurteilung des Klimas in ökologischer Hinsicht. Nach einem  Verfahren der UNESCO-FAO[74] (1963), das in der   Hauptsache auf Arbeiten von GAUSSEN[75] (1954,  1960, 1961, 1965) beruht, wird ein Monat, in dem die Niederschlagskurve die Temperaturkurve unterschreitet als ”Trockenmonat” ausgeschieden. Bei diesen sog. ”ombrothermischen[76]” Diagrammen ist das Maßstabverhältnis auf der Ordinate Temperatur (°C) zur Niederschlagssumme (mm) wie 1 zu 2. Ein  ”Trockenmonat” ist demnach als ein Monat definiert, in dem die Niederschlagssumme (mm), gleich hoch oder geringer ist als der doppelte Wert der Mitteltemperatur  des Monats (° C).

Formel: P = 2 T (UNESCO-FAO, 1963, S.13)

Die von der UNESCO-FAO (1963) verwendete Klassifikation von Bioklimaten unterscheidet nach dem Temperaturgang zunächst drei große Gruppen:

a)       Warme und warm-gemäßigte Klimate. (Temperaturkurve ständig im positiven Bereich)
b)       Kühle und kühl-gemäßigte Klimate. (Temperaturkurve verlässt positiven Bereich mindestens in einem Monat)
c)       Glaziale Klimate (Jahresmittel liegt unter 0 °C)

Bild 8a: Ausgewählte Klimadaten

Nach dieser Einteilung gehört das Oberrheingebiet in die Klasse der warmen bis warm-gemäßigten Klimate, alle übrigen  Gebiete fallen in den Bereich der kühlen bis kühl-gemäßigten Klimate. Innerhalb dieser Gruppen werden weitere Klimatypen und Subtypen mit Hilfe des weiter oben erwähnten ”Trockenheitsindex (x)“ = ”xerothermic index” ausgeschieden. Bei allen hier wiedergegebenen Stationen fällt die Niederschlagskurve in keinem Monat so ab, dass sie die Kurve der mittleren Lufttemperaturen berührt oder gar schneidet.

Somit können keine echten ”Trockenmonate” wie beispielsweise im mediterranen  Klimagang ausgeschieden  werden. Aber dennoch lassen sich Unterschiede nach ”Trockenzeiten” herausarbeiten, wenn man die Gänge der mittleren monatlichen Niederschläge mit den der monatlichen Maxima der Lufttemperatur korreliert. Für die  Bodenbildung sind nicht so sehr die Mittelwerte sondern  ist die Größe der Amplitute der einzelnen Klimaelemente entscheidend. Weiter muss man bei diesen Betrachtungen berücksichtigen, dass aus den Diagrammen zwar das Gebietsklima, nicht aber Kleinklimate hervorgehen. GEIGER[77] (1961) und MITSCHERLICH[78] et. al. (1965, 1966) haben auf das durch natürliche oder künstliche Vegetation geschaffene und für die Entwicklung mitunter entscheidende Bodenklima hingewiesen. So sind beispielsweise Niederschlag und Temperatur in ihrer Wirkung auf Böden unter natürlichem Laub- oder Nadelwald ganz anders zu  beurteilen, als unter Gras– oder gar Ackerland. Eine weitere Schwierigkeit bei der Beurteilung der Zusammenhänge von Klima und Bodengenese bereitet der Umstand, dass lediglich die Klimaeinflüsse der letzten Jahrzehnte oder bestenfalls der letzten Jahrhunderte genauer bekannt sind. Die Entwicklung rezenter Böden bzw. die diagenetischen Abläufe bei der Verwitterung ihres Ausgangsgesteins reichen mit  Sicherheit einige Jahrtausende zurück, wenn nicht gar bis zur letzten auslaufenden Eiszeit. Im vorigen Abschnitt wurde gezeigt, dass ein enger Zusammenhang zwischen CO₂-Produktion und CO₂-Lösung in verschiedenen Gewässern auf der einen und der Temperatur auf der anderen Seite besteht. GERSTENHAUER, A. und PFEIFFER, K.H.[79] (1966) haben für tropische Gebiete berechnet, dass die  CO₂-Lösung in Wasser infolge des höheren CO₂-Partialdruckes rund dreimal größer ist als in gemäßigt-humiden Klimabereichen und dies trotz der höheren mittleren Temperatur. In dem hier  untersuchten Gebiet ist eine postglaziale Klimaveränderung anzunehmen. Auf eine wesentlich stärkere Karbonatlösung im Atlantikum weisen auch die Ergebnisse hin, die bei der Altersdatierung von Stalagmiten  mittels C-14 Bestimmung von FRANKE, MÜNNICH und VOGEL[80] (l961) erhalten wurden. Ebenso hat STIRN[81] (1964) auf verstärkte diagenetische Abläufe im Atlantikum, bei seinen Untersuchungen an Tuffvorkommen in der Schwäbischen Alb hingewiesen. Es ist anzunehmen,  dass die Entstehung der im jüngeren Löß auftretenden Konkretionen (Lößkindel) in das Atlantikum[82] fällt. Betrachtet man die wiedergegebenen Klimadaten der ausgeschiedenen Untersuchungsgebiete unter dem aufgezeigten Aspekt, dann stellt man fest, dass die untersuchten Boden- und Verwitterungsbildungen durch eine Reihe reliktischer Merkmale übergeprägt sein müssen. Lediglich Lößböden des Oberrheingebiets ließen sich  aufgrund seiner gleichförmigen, von den übrigen Gebieten abweichenden Klimawerten, als einheitliche Bildungen ausklammern. In den Lößböden des Oberrheingrabens findet sich eine deutliche Konvergenz  der Verwitterungszonen, die in den übrigen untersuchten Gebieten nicht zu beobachten ist.

Der Klimaverlauf ist sicherlich ein Grund für das Auftauchen gemischter Fazien. Man findet diese außerhalb der circumalpinen Tertiärgebiete, dort verliert das Substrat seinen dominierenden Einfluss auf die Bodengenese. Verblüffend sind auch die starken Ähnlichkeiten jung- und mittelpleistozäner[83] Verwitterungsbildungen in heute unterschiedlichen Klimabereichen, wie im Raum Regensburg mit 646 mm  Jahresniederschlag und einer mittleren Jahrestemperatur von 8,0°C und im Vergleichsraum Augsburg mit 814mm Jahresniederschlag und 8,4 °C mittlerer Jahrestemperatur. Eine vergleichsweise ähnliche Stabilität  reliktischer Parameter findet man im ganzen oberschwäbischen Raum. (METZGER[84], 1968) .   

Zusammenfassend ist festzustellen, dass die heute wirksamen Klimafaktoren zwar in den oberen Bereichen der untersuchten Sedimente zu einer Differenzierung in der Bodenentwicklung führten, aber mit der Tiefe sehr schnell an Einfluss verlieren. Schon wenige Dezimeter unter der Oberfläche treten reliktische  Merkmale beherrschend in den Vordergrund.

Die Wirkung des Reliefs

 Neben der Beeinflussung der mikroklimatischen Faktoren tritt das Relief bei der Überprägung von Böden in vielerlei Hinsicht in Erscheinung. Die im Heidelberger Labor von FRITZ[85] (1968), KUHNE,[86] (1968,  l975) und HERRMANN[87] (1968) durchgeführten Untersuchungen an Verwitterungsdecken auf Schotter  und Moränen als Ausgangssubstrat zeigten, dass Laborergebnisse aus Material wenig reliefierter Schotterkörper leichter interpretierbar sind als solche aus Körpern mit einer aufgelösten Oberfläche. Bei  der unterschiedlichen Entwicklung spielt der oberfläch1iche Wasserabfluss eine bedeutende Rolle. Die Moränenkuppen sind beispielsweise stets trockener als die Täler. Durch die erosive Auflösung der  Moränen findet man verschiedene Temperaturverhältnisse je nach Exposition und Insolation[88]. Dies macht sich besonders bei Altmoränen im Gegensatz zu den in sich ebengelagerten Schotterkörpern bemerkbar. Der historischen Bodenentwicklung ist in nahezu allen Situationen eine prähistorische Verwitterung vorausgegangen. So sind präholozäne Verwitterungsreste auf ebenen Großflächen und in Senken der Abtragung weniger ausgesetzt als gleiche Bildungen auf Kuppen oder in Hanglagen. Im  periglazialen Gebiet gilt diese Feststellung für die Bildung und Erhaltung von glazialen Frostschuttdecken (MÜLLER[89] 1974, BARTHEN[90] 1974)sowie äolischen und fluvioglazialen Sedimenten, deren Mächtigkeit  bei der Beurteilung der Verwitterungsintensität und darüber hinaus der Bodengenese von außerordentlicher Bedeutung ist. Ganz besonders muss der Reliefeinfluss auf die Ablagerung äolischer Sedimente hervorgehoben werden. Für das Untersuchungsgebiet gilt ganz allgemein, dass eine Akkumulation des kalkhaltigen Flugstaubes oder Lösses hauptsächlich an den vom Ausblasungsraum  abgewandten, weniger an aufsteigenden Hängen oder auf weiten, ebenen Flächen erfolgte. Zur Überraschung findet man völlig entkalktes Lehmmaterial auch in den für die äolische Ablagerung  bevorzugten Leelagen. Diese Beobachtungen werden auch von DIEZ[91] (l972) für die Verbreitung junger äolischer Sedimente im Gebiet um Landshut und von JANIK[92] (1969) auf der Traunhochterrasse, am  Harter Plateau, bei Linz beschrieben. 

Die Menschen bringen den Ablauf der Bodenbildung gehörig durcheinander!

  Bei der Beurteilung relikter, besonders aber rezenter Verwitterungs- und Bodenbildungen muss der vom Menschen  auf das natürliche Ökosystem ausgeübte Einfluss mitberücksichtigt werden. Denn die von ihm in das System eingebrachten Zivilisationsparameter  gleichen oder übertreffen in ihrer Wirkung diejenigen der Natur. So wurde beispielsweise durch die Veränderung und intensive Nutzung der Vegetation der ursprünglich wirksame natürliche Biofaktor bis zur Irreversibilität denaturiert METZGER[93] (1974). Das wiederum führte neben der Veränderung mikroklimatischer Faktoren zu einer biotischen Produktionsänderung des Edaphon. Die Folge daraus ist eine Milieuänderung im Oberboden. Die natürliche Entwicklungssequenz wird durch derartige Eingriffe unterbrochen und in völlig andere Bahnen geleitet. Das bekannteste Beispiel für solche Vorgänge ist der Abbruch der Braunerdesequenz  durch Nadelholzmonokultur und die daraus resultierende Podsolisierung der Böden.

 Bild 9: Podsol unter Nadelwald

 Auf großflächig auftretende und deshalb ins Auge fallende Veränderungen durch den Vegetationsmissbrauch, z.B. durch Entwaldungen oder durch landwirtschaftliche Kultur haben GANSSEN[94] (1957, l965) sowie SCHEFFER und SCHACHTSCHABEL[95] (1966) in ihren Lehrbüchern der Bodenkunde hingewiesen. Den Einfluss anthropogen bedingter Reliefformung in unterschiedlichen  europäischen Klimabezirken auf die rezente Oberflächenveränderung hat HEMPEL[96] (1971) recht  einleuchtend behandelt. Er gelangt zu dem Schluss, dass der Eintritt, der Gesellschaft in das natürliche Ökosystem Abläufe initiierte, die je nach Intensität anderer Parameter des Systems (Klima, Altrelief, Biom, usw.) zu mehr oder weniger starker Überprägungen führten. Durch die Tatsache, dass die Bodennutzung durch Menschen tiefgreifende Änderungen der Bodenentwicklung hervorrufen, ist die Beurteilung reliktischer Merkmale bestimmter Oberflächen sehr erschwert oder gar unmöglich geworden. Bei einer kritischen Betrachtung der Möglichkeiten der Paläopedologie kommt FINK[97] (l969) zu dem gleichen Ergebnis über die Grenzen ihrer Anwendbarkeit. Man darf bei der Beurteilung der Fakten nie die Tatsache  aus dem Auge verlieren, dass es sich um die Analyse dynamischer Systeme handelt, die auf jede Änderung einer aktiven oder passiven Größe mit einer Abweichung in ihrer Entwicklung antworten. Diese Aussage gilt mit individueller Intensitätsabstufung für rezente, relikte und fossile Oberflächen.

Berücksichtigung relikter und rezenter Merkmale bei der Beurteilung des  Entwicklungsstandes von Böden

  Nicht nur anthropogene Eingriffe in das Ökosystem verändern die Richtung der Bodenentwicklung  sondern auch verschleppte ältere Verwitterungsbildungen in heute ablaufende Bodenbildungsprozesse beeinflussen deren Entwicklungstyp. Die Präzision der chronologischen Einordnung hängt nicht unwesentlich von der Entstehungsgeschichte des im derzeitigen Bodenbildungsprozess befindlichen Substrates ab. Selbst bei Aussagen über fossile Verwitterungshorizonte, oder wenn überhaupt vollständig erhalten, bei solchen über fossile Böden bleibt die Frage offen, welche Relikte davor liegender Verwitterungszyklen sind in dem zu beurteilenden Material eingearbeitet. Für rezente Bodenbildungen werden diese Überlegungen immer selbstverständlicher KOPP[98] (1970). Ebenso wichtig für  eine richtige Beurteilung scheint die Tatsache, dass bis heute noch keine Klarheit darüber besteht, ob diagenetische Vorgänge in heute fossilisierten ehemaligen  Oberflächen weiterlaufen oder gänzlich durch die Überdeckung gestoppt werden. Diese Sachverhalte harren einer Klärung, auch wenn eine große Zahl namhafter  Bodenkundler stillschweigend mit der Überdeckung einer Oberfläche deren Entwicklungsstillstand annimmt. Kaum gestörte relikte Oberflächen, also solche, deren

Bild 10: Rezente Braunerde aus Würmlöß bedeckt Boden der Riß/Würm-Warmzeit

Entstehung im Pleistozän liegen, findet man hauptsächlich in den vom Eis nicht erreichten Gebieten. Sie  unterscheiden sich in der Regel von den rezenten Bildungen durch eine intensivere Auslaugung, kräftigere Tonbildung, stärkere, vor allem aber tiefer reichende Toneinschlämmung und einen niedrigeren pH-Wert  (METZGER, K.[99] 1968, STEFANOVITS, P.[100] 1970).

Leider ist das Erkennen und die Datierung reliktischer Bodenmerkmale nicht so einfach wie es oft beschrieben wird. Um eine sichere Unterscheidung zwischen rezenten und reliktischen Bodenmerkmalen treffen zu können, müsste auf jeden Fall die chronologische Einstufung verschiedener rezenter Böden und deren zeitliche Aufeinanderfolge bekannt sein. JÄGER, K.D., KOPP[101], D. und GRAMSCH, D. (1970)  versucht durch systematische Untersuchungen an historisch und archäologisch datierbaren fossilen Böden Bodenbildungsprozesse der  jüngsten Vergangenheit zu erfassen. Er muss voraussetzen, dass durch die Überdeckung ehemalige pedogene Vorgänge eingefroren wurden und steril erhalten blieben. Da Datierungsversuche mit Hilfe archäologischer Methoden wegen vieler Unsicherheiten mit Skepsis zu betrachten sind, scheint die von SCHARPENSEEL[102] (1968) und GERASIMOV, I.P.[103] (1970) zur  Datierung von Böden verwendete Radiokarbon-Methode zuverlässiger zu sein. Allerdings darf man auch hier nicht verkennen, dass eine absolute Verlässlichkeit auf die erhaltenen Werte heute noch verfrüht wäre. So zeigt der große Schwankungsbereich der Altersangaben mit Sicherheit die verschieden starke Zumischung von reliktem Material und dessen Eigenschaften zu rezenten Böden. Selbst die Werte, die aus fossilen Böden erhalten wurden, zeigen einen größeren .Streubereich. Jedenfalls bleibt hier noch die Hoffnung, dass mit Hilfe von Korrelationsanalysen eine Einkreisung der jeweiligen Entwicklungsstufen möglich wird. Dabei muss man die Abhängigkeit der Bodenbildungsgeschwindigkeit vom biologischen Kreislauf berücksichtigen. Diese ist in Böden verschiedener genetischer Typen unterschiedlich, was ein Divergieren des mittleren Alters bedingt. Am sichersten scheinen mir z. Zt. noch die   Untersuchungen zu sein, die an Profilen vorgenommen werden, die möglichst weit in die Vergangenheit reichende  Verwitterungssequenzen enthalten. Eine entsprechende Würdigung des Altreliefs lässt dabei Schlüsse auf die Kontamination jüngerer Böden mit Material aus älteren Oberflächen zu.

Mögliche Methoden zur Bestimmung von Verwitterungsintensität und Verwitterungsgeschwindigkeit als Maß der Verwitterungsdauer?

 Man muss bei der Auswahl der   Untersuchungsmethoden davon ausgehen, dass eine Vielzahl von Einflüssen Art und Geschwindigkeit der Bodenbildung beeinflussen. Ohne die genaue Kenntnis der für die Bodenbildung gültigen Gesetzmäßigkeit sind deduktive Schlüsse unzulässig. Experimentelle Versuche können daher nur gewisse Zusammenhänge und Tendenzen in der Entwicklung des Pedons aufzeigen. Wegen der vielen  Unbekannten wird auf experimentellem Weg die Art der Bodenentwicklung nur sehr  schwer zu erfassen sein. Dagegen kann man mit einiger Sicherheit davon ausgehen, dass beispielsweise der pH–Wert und auch andere physikalisch-chemische Größen in enger Beziehung zu pedogenetischen  und ökologischen Faktoren stehen und dadurch deren Einfluss auf die Bodenentwicklung anzeigen. Die chemischen, physikalischen und mineralogischen Größen lassen sich analytisch erfassen, das hat den Vorteil, dass nicht, wie bei der deduktiven Methode, Reaktionsabläufe die von unzähligen Faktoren beeinflusst werden, hergeleitet oder erfunden werden müssen. Es ist sicherer, die Ergebnisse der Bodenbildungsprozesse am momentan vorliegenden Entwicklungsprodukt auf induktivem Wege zu bestimmen. Der Vergleich empirisch gefundener Werte lässt gewisse Gesetzmäßigkeiten der Bodenentwicklung erkennen.

 Aussagen über die Verwitterungsdauer sind aufgrund von Laboruntersuchungen (außer bei  radiologischen Datierungen) sehr schwierig und heute noch äußerst ungenau. Das hängt einmal mit der  wechselnden Verwitterungsintensität im Pedosystem und in dessen verschiedenen Ausbildungsstadien zusammen. Zum anderen spielt der Wechsel physikalischer und chemischer Prozesse und nicht zuletzt die  Verwitterungsstabilität des Systems, dagegen nicht die im System vorliegenden Minerale, eine Rolle. Wäre letzteres der Fall, dann hätte man im  Verwitterungsgrad, der durch den Verwitterungsindex angegeben  wird, eine proportionale Größe zur Verwitterungsdauer. Da aber im Pedosystem ein Zusammenspiel zwischen Verwitterung auf der einen, Mineralneubildung, Aluminiumoxid und Eisenoxidverlagerung auf der  anderen Seite vorliegt, ließe sich nur unter der Voraussetzung, dass es sich um ein abgeschlossenes System handelt, eine Aussage über die der Reaktion eigene Geschwindigkeit machen. Der Lösung des Problems steht die Offenheit des Geosystems entgegen. Deshalb können Größen, wie die Tonverlagerung, die Gefügebildung, die Verwesung oder die Humifizierung nicht als zeitabhängige Variable betrachtet  werden. Es ist mit den heute vorliegenden Untersuchungsergebnissen chemischer, physikalischer und mineralogischer Analysen unmöglich, eine annähernd exakte absolute Datierung vorzunehmen. Dagegen lässt ein Vergleich der gewonnenen Parameter durchaus den Schluss auf eine Zuordnung des untersuchten Substrates zu einer bestimmten Altersklasse zu. Diese Möglichkeit ist es zuletzt, die eine relative Altersdatierung der relikten und fossilen Verwitterungshorizonte ermöglicht.

 Bisherige Literatur und Methoden

 Die Herkunftsfrage des Lösses wurde bereits abgehandelt. Dabei wurde gezeigt, wie groß auch heute noch die Resonanz auf die in der zweiten Hälfte des vorigen Jahrhunderts von KNOP, A.[104] (1892)  vertretene Theorie ist, Löß sei eine Bildung des stehenden oder strömenden Wassers. Es hat in unserem Jahrhundert nicht an Versuchen gefehlt, die mit Hilfe sedimentpetrographischer und pedologischer Methoden, die Entstehungsweise und Herkunft des Lösses endgültig aufklären sollten. Trotz der Arbeiten von FAULER, W.[105] (1936), DOEGLAS, D.J.[106] (1949), BRANDTNER, F.[107] (1950), HOLZER, F.[108] (1952), FINK, J.[109] (1954) und JANIK, V.[110] (1969) blieb es lediglich bei Theorien. Alle Ansätze brachten keine befriedigende Klärung der Frage über Herkunft und Entstehung von Löß. Es bleibt bei Vermutungen über das Auftreten von Löß- oder Lößderivatvorkommen in bestimmten Gebieten, ohne dass deren Entstehung durch unumstößliche Beweise gesichert wären. Bei der Lektüre einschlägiger Veröffentlichungen anderer Wissenschaftler, der in dieser Arbeit betrachteten Untersuchungsgebiete, muss festgestellt werden, dass die verschiedenen Autoren unterschiedlich intensiv und unter voneinander abweichenden Gesichtspunkten an die Untersuchung heran gingen. So benutzte STEINMANN, G.[111] (1893 a + b) bereits die von ihm eingehend beschriebenen Lößprofile im badischen Oberland neben den dortigen Terrassen zur  Gliederung des Eiszeitalters. In diesem Gebiet folgte dannGUTZWILLER, A.[112] (1894 a + b), der als erster wohl die Entstehung des oberrheinischen Lösses der Ausblasung aus den pleistozänen Ablagerungen des Rheintales zuschrieb. Mit dieser Frage beschäftigten sich danach DEECKE, W.[113] (1917), HERION, H.[114] (l921), LAIS, R.[115] (1933),WILLER, R.[116] (1949) und SCHMID, E.[117] (1959); sie alle nehmen eine Anwehung des Lösses aus der Südwestrichtung an. AlsBeweisdafür werten sie den hohen Karbonatgehalt, die unterschiedliche Lößmächtigkeit zwischen Nord- und Osthängen einerseits und Süd- und Westhängen andererseits, die Sortierung mit zunehmender Entfernung vom Rhein nach dem feinkörnigen Material hin und schließlich die wachsende Mächtigkeit derLößkörper von Süden nach Norden. Die von den genannten Autoren angewandten Methoden brachten in der Frage nach dem Entstehen des Lösses keine weiteren Fortschritte. Deswegen findet man auch in den Veröffentlichungen, die sich speziell mit der Gliederung und Einordnung auftretender Lößkomplexe in Zeitabschnitte des Quartärs beschäftigen, keinerlei Verknüpfung zu diesen Fragen.   WITTMANN, O.[118] (1936), BARTZ, J.[119] (1959), GUENTHER, E.W.[120] (1961) und  BRONGER, A.[121] (1966) haben sich speziell mit dem  Problem der stratigraphischen Zuordnung von Lößablagerungen und deren Verwitterungshorizonten zu Glazialen und Interglazialen beschäftigt. In jüngster Zeit wird von Freiburger Bodenkundlern anhand schwermineralogischer Untersuchungen versucht, die Herkunft des südbadischen Lösses zu klären (BLUM, W.E. und MAUS, H.[122], 1967). Die jüngste Arbeit aus dem südbadischen Raum, die sich mit einer stratigraphisch-chronologischen Gliederung der Lösse des Kaiserstuhles beschäftigt, stammt von EISSA, O.K.[123] (1968). Er versucht mit chemisch-physikalischen und mineralogischen Untersuchungen eine  Abgrenzung und Beurteilung der Genese verschiedener stratigraphisch relevanter Lößkomplexe zu erhalten. In einem Versuch, die Schichtenabfolge des Lösses von Bötzingen chronologisch zu gliedern, greift er auf die Aussagen anderer Autoren zurück. Diese haben in anderen Räumen Mitteleuropas fossile Bodenbildungen aus dem jüngeren Löß einer ”trockenen Lößlandschaft” beschrieben. Dazu liegen aus dem Rheingau Reschreibungen von SCHÖNHALS, E.[124] (1950), aus dem Rhein-Main-Gebiet von SCHÖNHALS, E. ROHDENBURG, H. und SEMMEL, A.[125] (1964) aus dem nördlichen Südbayern und aus Mainfranken von BRUNNACKER, K.[126] (1955, 1956 und 1964a), aus dem Thüringer Becken von UNGER, K.P. und RAU, D.[127] (1961) vor. Für die in dieser Arbeit angesprochenen Untersuchungsgebiete im circumalpinen Raum  sind die Verknüpfungen von Gebiet zu Gebiet unvollkommen. Neben den jüngeren ausführlichen Untersuchungen der Lösse und deren Verwitterungsdecken in der südlichen Oberrheinischen Tiefebene von GUENTHER, E.W.[128] (1954 a, b, c, 1961), BRONGER, A.[129] (1966) und EISSA (1968) sind ähnliche wieder für Österreich von FINK, J.[130] (l954, 1955, l956 und 1962a) und BRANDTNER, F.[131] (1954,  1956) durchgeführt worden. Das Bindeglied zwischen diesen beiden ausführlich bearbeiteten Gebieten, das schwäbisch-bayerische Alpenvorland ist in dieser Hinsicht nur recht sporadisch bearbeitet. Hier war es vor allem BRUNNACKER, K.[132] (1954, 1956, l957, 1964 a, 1964 b), der Untersuchungen über die pleistozänen Bodenbildungen in Bayern anstellte. Er verwendet dabei herkömmlich morphologische und bodentypologische Methoden, um Aussagen über Alter und Entstehungsweise relikter und fossiler  pleistozäner Bodenbildungen machen zu können. In einer gemeinsamen Arbeit mit GRAUL, H.[133] (1962a) werden Verknüpfungen zu den für die Bodenentwicklung mitentscheidenden Substraten hergestellt. Darauf aufbauend, aber unter Anwendung rein physikalisch-chemischer Untersuchungsmethoden, wurde von mir METZGER, K.[134] (1968) eine relative Eichung der erhaltenen Analysenwerte anhand der von GRAUL, H.[135] (1962a, 1962b, 1968) datierten Substraten versucht. Die gleiche Methodik hatte bereits  SALGER, M.[136] (1954) an relikten Böden im Mindeltal angewandt, wobei die Schotterterrassen von SCHAEFER, I.[137] (l954) zeitlich eingestuft wurden. Neuere Untersuchungen zur Stratifizierung von Deckschichten im Gebiet zwischen Mindel und Lech sind von LEGER[138] (1970/72) veröffentlicht. Er  benutzt neben der herkömmlichen Bodentypologisierung die im Labor gefundenen Parameter zur Gliederung und Stratifizierung von Profilen. Für das im Osten anschließende Gebiet fehlen in die gleiche  Richtung gehende  Untersuchungen, wenn man von den Arbeiten BRUNNACKERS (1964 b, c) im Gebiet um Regensburg absieht. Zur Stratifizierung und Datierung der Deckschichten im österreichischen Raum liegt dagegen eine ganze Reihe von Arbeiten vor, die sich sowohl herkömmlicher, wie auch moderner Labormethoden bedienen. Für den oberösterreichischen Raum sind es neben den Arbeiten von JANIK  (1965, 1966, 1967 a + b, 1969) solche von  FINK(1954, 1956,  l959, 1961), in denen neben einer Stratifizierung der Deckschichten eine  Korrelation zu den dazugehörigen Schotterterrassen versucht wird. Bindeglieder zu den Veröffentlichungen über den jungpleistozänen Löß Niederösterreichs sind Arbeiten von FELGENHAUER et. al. (l959), in der eine absolute Chronologie der Böden versucht wird und jene von   GROSS, H.[139] (1956, 1959, l960), die sich mit der Zuordnung des Göttweiger Interstatials beschäftigen. BRANDTNER (1950, 1954, 1956) erstellt anhand von paläopedologischen und paläolithischen  Untersuchungen eine relative Chronologie des jüngeren Pleistozäns in Niederösterreich.  Neben seinen Forschungen über die Sedimente im östlichen Teil des nördlichen A1penvorlandes ist es wiederum FINK (l959, l961), der sich mit quartärgeologischen und pedologischen Problemen der Gebiete  am südöstlichen Alpenrand beschäftigt. Die jüngsten Laboruntersuchungen zur Erfassung des Verwitterungsgrades von Lössen und Staublehmen aus dem österreichischen Alpenvorland stammen von SCHIES, A.[140] (1971). Er versucht, wie auch in dieser Arbeit, anhand einer vergleichenden Betrachtung  der im Labor gefundenen Messwerte und der dazugehörigen geologischen Situation eine Parallelisierung verschiedener Horizonte in Aufschlüssen zu erreichen.

Ziel der angestellten Untersuchungen und Abgrenzung der Problemstellung

 Aus dem Abschnitt über die Struktur der Substrate geht hervor, dass von ererbten Bodenmerkmalen des Sediments unter Umständen ein nicht zu unterschätzender Einfluss auf die Bodengenese ausgeht. Es ist daher notwendig, aufgrund von chemisch-physikalischen und mineralogischen Untersuchungen eine Kennzeichnung und Abgrenzung sedimentogener und pedogener Einflüsse vorzunehmen. Dazu kann hauptsächlich die Bodenchromatographie in Verbindung mit anderen Adsorptionsmessungen und tonmineralogische Untersuchungen herangezogen werden. Ebenso scheint mir als Felduntersuchungsmethode die Messung der natürlichen Gammaaktivität als brauchbarer Hinweis auf verwandte Löss oder Bodenkörper geeignet. Dabei soll durch die Parallelinterpretation der Profilkurven der genetische Einfluss verschleppter Sekundär- und Tertiärstrukturen in den nachfolgenden  Verwitterungs- und  Neubildungsprozess erfasst werden. Die Arbeit weicht insofern von ähnlichen bodenkundlichen Arbeiten ab, als sie nicht die seit Jahren gebräuchlichen Untersuchungsmethoden ohne eine auf die Fragestellung zugeschnittene Veränderung übernimmt. So wurde beispielsweise darauf verzichtet, die Proben mit einer Palette von verschiedenen Lösungsmitteln zu extrahieren, um die in den  Auszügen gelösten Elemente und Elementgruppen quantitativ zu erfassen. Denn es ist recht zweifelhaft ob die in den einzelnen Lösungsstufen vorliegenden Ionen einen Einblick in die Verwitterungsvorgänge  und Materialdifferenzierungsprozesse zulassen, wenn nicht gleichzeitig der exakte Ablauf des bodenbildenden Prozesses bekannt ist. Zum gegenwärtigen Zeitpunkt scheinen mir  physikalisch-chemische Summenparameter von Materialeigenschaften oder Materialzustände geeigneter als rein chemische Parameter, um die morphogenetische Erscheinung bestimmter Bodenformen zu  erklären. Drei grundlegende Größen sind die Horizontabfolge aus fossilen Bodenresten im Wechsel mit unverwittertem Bodensubstrat, der Remmissionswert, der einen objektiven Farbwert der Schicht wiedergibt und der Tonmineralbestand, der über Verwitterungsbedingungen gewisse Aussagen zulässt. Sie stehen bei der Auswertung der übrigen Analysenwerte im Mittelpunkt der Betrachtung. Aufgrund der  gefundenen statistischen Übereinstimmungen könnte die Aufdeckung dominierender genetischer Faktoren gelingen. Als weiterer Schritt könnte die vergleichende Betrachtung dieser Faktoren die Korrelierung von  Horizonten verschiedener Aufschlüsse ermöglichen. Dadurch würde letztlich der Versuch einer stratigraphisch-chronologischen Gliederung von Sedimentpaketen in Aufschlüssen gleicher Klimaprovinzen machbar werden.                                                                                                     

[1] Klastische Gesteine: Bezeichnung für Gesteine, deren Material aus der mechanischen Zerstörung anderer Gesteine stammt oder im Verlauf vulkanischer Ereignisse abgelagert worden ist.
[2] Lößkindl, Lößpuppen: Sind knollige bis abgeplattet – linsenförmige, brotlaibartige oder unregelmäßig  geformte Anreicherungen aus Kalkspat.
[3] Lit.: J. Sediment. Petrol. 49, 85 – 91 (1979)
[4] Erosion (von lat.: erodere = abnagen, ausnagen).
Natürlicher oder auch künstlich eingeleiteter Vorgang der Abtragung, bei dem Boden- oder Gesteinspartikel aus ihrem Lagerungsverband gelöst und abtransportiert werden. Erosion erfolgt durch die Schwerkraft allein oder in Zusammenwirken mit strömenden Medien wie fließendes Wasser auf dem  Festland (fluviatile Erosion), Meeresströmungen (marine Erosion), Wellen und Brandung (Abrasion), Gletschereis (glaziale Erosion) und Wind (Deflation, Korrasion). Das Niveau, unterhalb dessen die Erosion  nicht wirksam werden kann, wird als Erosionsbasis bezeichnet. Die absolute Erosionsbasis bildet stets der Meeresspiegel; lokale Erosionsbasis kann ein See, eine Ebene oder, für einen Nebenfluß die Mündung in einen Hauptfluß sein. Der Begriff Erosion wurde im engeren Sinne ursprünglich auf die ausfurchende und einschneidende Tätigkeit fließender Gewässer angewandt. Seine Bedeutung wird jedoch heute auch im  erweiterten Sinne auf alle Abtragungsprozesse der Erdoberfläche ausgedehnt.
[5] Huminsäuren (Humussäuren). Schokoladenbraunes, staubartiges Pulver, unter starker Volumenzunahme wenig löslich in Wasser, mit brauner Farbe löslich in alkalischer wässriger Lösung und unter Rotfärbung in konzentrierter Salpetersäure. Huminsäuren bilden ein Heteropolykondensat mit einem  Molekulargewicht von 2000-500000 (meist 20000-50000), Schmelzpunkt >300°C. Sie setzen sich aus einem polycyclischen Kern und locker gebundenen Polysacchariden, Proteinen, einfachen Phenolen und chelatisierten Metallionen zusammen, die über Carboxyl- u. Carbonyl Gruppen an den Kern gebunden sind. Letzterer besitzt zumeist aromatischen Charakter. Benzoide und chinoide Systeme sind über Methylen-, Ether-, Amin- und Ester-Brücken miteinander verknüpft. Die Humussäuren sind stark sauer (Hydroxy- und Polyhydroxycarbonsäuren) und liegen überwiegend als Salze vor.
[6] Eine etwa 25000 Arten umfassende Abteilung der *Sporen-Pflanzen, bei deren geschlechtlicher Vermehrung Duftstoffe eine Rolle spielen und sich in die beiden Klassen Leber- (Hepaticae, ca. 10000 Arten) und Laubmoose  (Musci, ca. 15000 Arten) untergliedern läßt. Die Moose stehen etwa zwischen Algen  und Farnen und sind grüne, thallophytische Landpflanzen, die in der Regel kein Stütz- und Leitgewebe ausbilden. Das Fehlen eines regulierbaren Wasserhaushalts bindet sie überwiegend an feuchte Standorte. Wenige Arten sind austrocknungsfähig, andere sind sekundär wieder zum Wasserleben übergegangen. Die große ökologische Bedeutung liegt bei den Moosen in ihrer Wasserspeicher- Kapazität. Sie können z. T. das 6 – 7fache ihres Gewichtes an Wasser festhalten und allmählich an den Boden  wieder abgeben. Viele Arten sind gute Standortanzeiger (Bodenzeiger), u.a. für Feuchtigkeit und Säuregrad der Böden. Einige Formen können auch als Erstbesiedler (Pionierpflanzen) auf nackten Böden und Gestein gedeihen. Eine besondere Bedeutung haben die Torfmoose (Sphagnum) als Moor- und Torfbildner.
[7] Unter Düngung versteht man die dem Wissenschaftsbereich der Pflanzenernährung zugeordnete Maßnahme, durch Zufuhr von Pflanzennährstoffen den Ertrag und die Qualität von Nutzpflanzen zu verbessern. Im Gegensatz dazu gibt es auch heute noch auf der Erde viele Gegenden, in denen Pflanzen  ohne Zufuhr von Düngemitteln gedeihen, beispielsweise in Ödländern, Mooren, Seen, Sümpfen, Wäldern, in den tropischen Urwäldern, in Steppenlandschaften, in unzugänglichen Hochgebirgsgegenden in der Tundra usw. In diesen Bereichen verwesen die Pflanzen an Ort und Stelle, dabei werden die dem Boden entzogenen, für die Pflanze lebensnotwendigen Mineralstoffe immer wieder dem Boden zurückgegeben,  sodass ein gleichmäßiges Wachstum für sehr lange Zeiträume möglich ist. Anders als bei intensiv genutzten Äckern, Gärten, Wiesen, aus denen mit jeder Ernte die in den Halmen und Getreidekörnern enthaltenen Mineralbestandteile weggeführt werden. So entzieht zum Beispiel eine mittlere Weizenernte von 50 dz/ha dem Boden pro Hektar etwa 150 kg Stickstoff, 60 kg Phosphat, 150 kg Kali, 25 kg Magnesium und 30 kg Kalk.
[8] Spurenelemente sind eine Reihe von chemischen Elementen, die der menschliche, tierische  und  pflanzliche Organismus nur in Spuren enthält, die aber zumeist lebenswichtige Aufgaben erfüllen.
[9] Auch biotischer Abbau ist eine Bezeichnung für den Abbau organischer Materie durch Enzyme von Organismen, insbesondere von Bakterien und Pilzen, aber auch von Pflanzen und Tieren. Jedes Lebewesen, das nicht selbst Licht und anorganische Stoffe zum Energie- und Baustoffwechsel nutzen kann muss organische Stoffe aus seiner Umgebung und nutzen.
[10] Der allgemeine Sprachgebrauch verwendet den Begriff „Rückstand“ heute tendenziell eher im Sinne des Begriffs „Verunreinigung“.
[11] Überempfindlichkeit durch verstärkte Reaktionsbereitschaft des körpereigenen Abwehrsystems nach vorausgegangener Sensibilisierung, die auf eine Antigen-Antikörper-Reaktion (AAR) beruht.
[12] Unter der Bezeichnung „Saurer Regen“ kann man Niederschläge verstehen, deren pH-Wert unter 5,6  liegt. Hauptbestandteile des sauren Regens sind Säuren, die sich aus Schwefel- und Stickoxiden gebildet haben und mit dem Regen ausgewaschen werden oder sich als trockene Niederschläge, aus Aerosolen, absetzen.
[13] Umgangsprachliche Bezeichnung für seit den 60iger Jahren des vorigen Jahrhunderts vor allem in den  Industriestaaten Westeuropas in der Öffentlichkeit bewusst wahrgenommene Nadel- und Laubbaumschädigungen, die sich in Blattverfärbung (Chlorose) und Blattfall bis hin zum Absterben der Bäume äußert.
[14] (Nitratatmung) Bei der Denitrifikation von Bakterien wird unter anaeroben Bedingungen Nitrat über Nitrit und Distickstoffoxid (Lachgas) zu Stickstoff reduziert.
[15] New Sci. 66, 544 (1975)
[16] Bezeichnung für die heute vorzugsweise „Umwelt“ genannte Gesamtheit der mit lebenden  Organismen besiedelbaren Schichten der Erde.
[17] Pleistozän (Diluvium): Eiszeitalter, ältester Abschnitt des Quartärs. Alt-Pleistozän mit Biber-, Donau- und Günzeiszeit. Mittel-Pleistozän mit Mindel-Eiszeit. Jung-Pleitozän mit Riß- und Würmeiszeit.
[18] Versuch einer relativen Altersdatierung von fossilen Böden auf Löß anhand der Aufschlüsse von Reinsheim und Hösbach. Staatsexamensarbeit, Uni Heidelberg (1970).
[19] Lösse, ihre Verbraunungszonen und fossilen Böden. Ein Beitrag ur Stratigraphie des oberen Pleistozän in Südbaden. Schriften Geogr. Institut Uni Kiel, Bd. 14, H 2, 1135, Kiel (1966).
[20] Der östliche Teil des nördlichen Alpenvorlandes. Mitt. Der Österr. Bodenkdl. Ges., H 6, S. 26 – 51, Wien (1961).
[21] Die Alpen im Eiszeitalter. Tauchnitz, Leipzig, 1901 – 1909.
[22] Jungpleistozäner Löß und fossile Böden in Niederösterreich. Eiszeitalter und Gegenwart, 4/5, S.49 – 82, Öhringen.
[23] Stand und Probleme der Lößforschung in Europa. Geographische Berichte.
[24] Zur Mikromorphologie, Systematik und Entwicklung rezenter und fossiler Lößböden. Eiszeitalter und Gegenwart, 7, S.102 – 112, Öhringen.
[25] Entstehung, Eigenschaften und Systematik der Böden der Bundesrepublik Deutschland. Frankfurt, DLG – Verlag.
[26] Felgenhauer, F., Fink, J. und De Fries, H.: Studien zur absoluten und relativen Chronologie der fossilen  Böden in Österreich. 1.) Oberfellabrunn. Archaeologia Austriaca, 25, S. 35 – 73, Wien.
[27] Die fossilen Böden im österreichischen Löß. Quartär, 6 , S.85 – 108, Bonn.
[28] Sedimentpetrographische Untersuchungen von Lössen. Zur Gliederung des Eiszeitalters und zur Einordnung paläolithischer Kulturen. Fundamenta, Monographien zur Urgeschichte, Reihe B, 1, 915, Böhlau, Köln und Graz.
[29] Der Löß als Bodenbildung. Geologische Rundschau, Berlin.
[30] Ergebnisse der Sedimentpedologischen Forschung in den Niederlanden. Geologische Rundschau,  Berlin.
[31] Neuere Gedanken über die Gesetze der Bodenbildung. Naturwissenschaftliche Rundschau, 3.
[32] Über das Diluvium der Lahrer Randhügelzone. Mitteilngn. Bad. Geol. Landesanstalt, 11/5, 161 – 186, Freiburg.
[33] Fossile Bodenbildungen in Löß. Diplomarbeit/Manuskript, Stuttgart 1952.
[34] Grundzüge einer quartären Bodenstratigraphie in Süddeutschland. Eiszeitalter und Gegenwart, 15, S. 72 – 80, Öhringen.
[35] Schwarzerdeähnliche Böden als Ergebnis junger äolischer Sedimentation. Zeitschr. Für  Pflanzenernährung und Bodenkunde, 132, H 2, 88 – 98, Weinheim.
[36] China. Ergebnisse eigener Reisen und darauf gegründeter Studien. 1, 758 S., D. Reimer, Berlin.
[37] Die Alpen im Eiszeitalter, Tauchnitz Verl., Leipzig.
[38] Lösse, Eiszeiten und paläolitische Kulturen. Jena.
[39] Studien über den Löß. Mitt. d. geol. Ges. Wien, 23 , S. 18 – 44. Über die Aufbereitung fluviatiler und äolischer Sedimente. Min. Petr. Mitt. Wien. 41, S. 129 – 143.
[40] Die Entstehung und Herkunft des Löß. Mitt. Lab. Preuß. Geol. Landesanstalten, 4.
[41] Allgemeine Geologie, F. Enke – Verlag, Stuttgart.
[42] Handbuch der Hydraulik. Verb. Verlag Technik, Berlin
[43] Gerinnehydraulik. Bauverlag. Wiesbaden.
[44] Die Genetik der Sedimente auf der Traunhochterrasse bei Linz. Naturkunde Jahrbuch der Stadt Linz. S. 7 – 121.
[45] Laboruntersuchungen bodengenetischer Prozesse auf Lößsedimenten im Raum Linz / Oberösterreich.  Staatsexamensarbeit Geogr. Inst. Univ. Heidelberg
[46] Die „periglazial – morphologischen“ Wirkungen des Eiszeitklimas auf der ganzen  Erde. Erdkunde, Bd.VII/4, Bonn.
[47] Gedanken zur Lößfrage. Eiszeitalter und Gegenwart, Bd. 2, S.25 – 36, Öhringen.
[48] Eustatische Meeresspiegelschwankungen sind Eigenschwankungen des Meeresspiegels, wie sie  durch Wasserstabelung in großen Eis- und Schneemassen und nachfolgendem Abschmelzen derselben im Pleistozän und Postpleistozän zu weltweiten Hebungen und Senkungen (um bis zu 100m) der Weltmeeresspiegel führten.
[49] Das Klima der Vorzeit. F. Enke Verlag, Stuttgart.
[50] Boden- und Klimaverhältnisse in Mitteleuropa während der Würmeiszeit. Erdkunde, II – 1/3, Bonn.
[51] Klima, äolische Sedimentation und Bodenbildung während der Eiszeit in Hessen. Zeitschr. Der Deutschen Geol. Ges. 111/1, Stuttgart.
[52] Die gegenwärtige Kenntnis vom Klima in Mitteleuropa beim Maximum der letzten Vereisung. Mitt. der Geogr. Ges. München, 39, S. 95 – 116.
[53]Rózycki, Stefan Zbigniew
The Warsaw Basin / prepared under the supervision of Stefan Zbigniew Rózycki. - lodz : Panstwowe Wydawnictwo Naukowe, 1961. - 46 S. : Ill., graph. Darst., Kt.; (engl.)
(Guide-book of excursion in the vicinity of Warsaw ; [6,F])
[54] Ein Beitrag zu der Frage nach der Herkunft des Lösses, auf sedimentpetrographischer Grundlage.  Zeitschr. für Gletscherkunde und Glaziologie. 2/1, S. 80 – 90, Innsbruck.
[55] Diagenese ist die Bezeichnung für die Umbildung lockerer Sedimente zu festeren Gesteinen durch  mehr oder weniger langzeitige Wirkung von Druck, Temperatur, chemischer Vorgänge usw.
[56] Diagenese ist die Bezeichnung für die Umbildung lockerer Sedimente zu festen Gesteinen durch mehr oder weniger langzeitige Wirkung von Druck, Temperatur, chemischer Lösung und Ausfällung.
[57] Salze der Huminsäuren (Humussäuren), sie entstehen aus abgestorbenem Pflanzenmaterial im Zuge der Humusbildung.
[58] Reliktböden sind Paläoböden (Paläosole), es handelt sich um frühere Böden, die sich infolge Sedimentüberdeckung nicht weiter entwickeln konnten, sondern fossil geworden sind (fossile Böden). Liegen solche Böden jedoch noch oder wieder an der Erdoberfläche, dann läuft in ihnen eine Bodenentwicklung ab, die den augenblicklichen Klimabedingungen entspricht (Reliktboden).
[59] Bodenkunde in Stichworten, Verlag Verdinand Hirt Kiel.
[60] Zeit kalten Klimas. In der Postglazialzeit zwischen 7000 bis 5500 v.Chr. und Subboreal zwischen 2500  und 500 v. Chr.
[61] Diez, Th.: Schwarzerdeähnliche Böden als Ergebnis junger äolischer Sedimentation.- Zeitschr. F. Pflanzenern. Und Bodenkunde. 132, H 2, 88 – 98, Weinheim (1972)
[62] Franke, H.W.: Formgesetze der Korroxion. – Jh. Karst- und Höhlenkunde, 18, 207-224, (1963)
[63] Fezer, F., Tiefenverwitterung circumalpiner Pleistozänschotter; Heidelberger Geogr. Arb., Heft 24,  (1969)
[64] Gerstenhauer, A. und Pfeiffer, K.H.: Beiträge zur Frage der Lösungsfreudigkeit von Kalksteinen. Abhandl. zur Karst- und Höhlenkunde. Reihe A, Heft 2. (1966)

[65] Ponnamperuma, F.N.: A theoretical study of aqueous carbonate equilibria. – Soil Sci. 103, 90-100, (1967)
[66] Scheffer, F. et al.: Die Rendzinen der mitteldeutschen Berg- und Hügellandschaften (Leine – Weser-  Bergland). 2. Mitteilung: Fraktur, Nichtkarbonatgehalt und spezifische Auflösungsgeschwindigkeit des Kalkgesteins als bestimmende Größe der Bodenentwicklungsgeschwindigkeit.- Zeitschr. F. Pflanzenernährung, Düngung und Bodenkunde, 98, 1-18, Weinheim, (1962)
[67] Swarzendruber, D. und Barber S.A.: Disolution of Limestone particles in soil. Soil Sci. 100, 287 – 291. (1965)
[68] Kölbl, L.: Studien über den Löß; Mitt. Der. Geol. Ges. Wien; 23, 18 – 44, (1930)
[69] Salger, M.: Verwitterung und Bodenbildung auf diluvialen Schotterterrassen; Heidelberger Beiträge Min. und Petr. 4, S.288 – 318, (1954)
[70] Moll, W.: Problematik rubefizierter und lessivierter Böden aus alpinem Material. Habil Schrift, Uni Freiburg (1965)
[71] Richter, H.: Beitrag zum Modell des Geokomplexes; Landschaftsforschung; Festschrift f. E. Neef; Petermanns Geogr. Mitt., Ergänzungsheft 271 (1968)
[72] Haase, G.: Zur Methodik großmaßstäbiger landschaftsökologischer und naturräumlicher Erkundung;  Wiss. Abh. Der Geogr. Ges. der DDR; 4, (1966)
[73] Neef, E.: Topologische und chronologische Arbeitsweise in der Landschaftsforschung. Petermanns  Geogr. Mitt., 107, (1963)
[74] Unesco-FAO: Bioclimatic map of the Mediterranean zone. Arid zone research, XXI, Paris (1963)
[75] Gaussen, H.: Les cartes bioclimatiques et de la vegetation. Science du Sol, 1, S. 117 – 130 (1963)
[76] ombros = gr. Regen
[77] Geiger, R.: Das Klima der bodennahen Luftschicht. S. 646, 4. Auflage, Braunschweig (1961)
[78] Mitscherlich, G., Moll, W., Künstle, E. und Maurer, P.: Ertragskundlich-ökologische Untersuchungen in Rein- und Mischbestand. Relative Luftfeuchte, Evaporation und CO₂ –Gehalt der Luft. Allgem. Forst- und Jagdzeitung, 136, S. 272 – 283. (1965)
[79] Beiträge zur Frage der Lösungsfreudigkeit von Kalksteinen. Abh. Zur Karst und Höhlenkunde. Reihe A, Heft 2
[80] Franke, H.W., Münnich, K.O. und Vogel, J.C.: Die Radiokohlenstoffdatierung von Kalkabscheidungen. Atompraxis 7, 298 – 300, (1961)
[81] Stirn, A.: Kalktuffvorkommen und Kalktufftypen der Schwäbischen Alb. Abh. Zur Karst und Höhlenkunde. Heft 1 (1964)
[82] Zeit mit atlantischem (ozeanischem) Klima in der Nacheiszeit
[83]Das Mittelpleistozän umfasst in Süddeutschland das Mindel/Riß-Interglazial, die Mindeleiszeit, das Mindel/Günz-Interglazial. In Norddeutschland fallen die Holstein-Warmzeit, Elster-Eiszeit und die Cromer-Warmzeit in das Mittelpeistozän.
[84] Physikalisch-chemische Untersuchungen an fossilen und relikten Böden im Nordgebiet des alten  Rheingletschers. Heidelberger Geographische Arbeiten, Heft 19 (1968)
[85] Fritz, W.: Bemerkungen zur chemisch-physikalischen Untersuchung interglazialer Böden im nördlichen  Alpenvorland. Heidelberger Geographische Arbeiten. Heft 20, S. 107 – 124, (1968)
[86] Kuhne, U.: Versuch einer Altersdatierung warmklimatischer Verwitterungshorizonte aus dem glzial überformten Gebiet der Dombes und der Plaus Lyonnaise anhand datierter Bodenproben durch physikalisch-chemische Untersuchungsmethoden. E. und G. Heft 20, S. 58 – 67, Öhringen (1969)
[87] Herrmann, U.: Versuch einer paläopädologischen Datierung von Moränenkuppen zwischen Riss und  Rot. Heidelberger Geographische Arbeiten, Heft 38, S. 21 – 30, (1973)
[88] Bezeichnung für die Sonneneinstrahlung. Infolge solcher Wärmeeinstrahlung ergeben sich in den Gesteinen Dehnungserscheinungen, die bei entsprechender Intensität der Einstrahlung und Beschaffenheit des Gesteins zu zerstörender Auflockerung im Gesteinsgefüge führen.
[89] Müller, E.: Paläosole an der Europäischen Wasserscheide zwischen der Altmühl und der Fänkischen Rezat in Mittelfranken. Staatsexamensarbeit Uni Heidelberg (1973)
[90] Barthen, W.: Die pleistozäne Verwitterung des mittleren Keupers im Bereich der Europäischen Wasserscheide. Staatsexamensarbeit Uni Heidelberg, (1974)
[91] Diez, Th.: Schwarzerdeähnliche Böden als Ergebnis junger äolischer Sedimentation. Zeitschr. F.  Pflanzenern. Und Bodenkunde, 132, Heft 2, S. 88 – 98, (1972)
[92] Janik, V.: Die Linzer Lößprofile in pedologischer und epirogen-tektonischer Sicht. Jb. Der Stadt Linz, S. 235 –255, (1969)
[93] Metzger, K.: Die ökologische Problematik der Kulturböden. Der Chemieunterricht, Jg. 5, H. 1; S.69 84, Klett-Verlag, Stuttgart
[94] Bodengeographie, Stuttgart und Grundsätze der Bodenbildung Bibliographisches Institut, Mannheim
[95] Scheffer, F. und Schachtschabel, P.: Lehrbuch der Bodenkunde; Enke Verlag Stuttgart
[96] Hempel, L.: Die tendenzen anthropogen bedingter Reliefformung in Ackerländereien Europas. Zeitschrift für Geomorphologie, 15
[97] Fink, J.: Paläopedologie, Möglichkeiten und Grenzen ihrer Anwendung; Z. f. Pflanzenernährung und  Bodenkunde; 121, S. 19-32, Weinheim
[98] Kopp, D.: Periglaziäre Umlagerungs- (Perstruktions-)zonen im nordmitteleuropäischen Tiefland und  ihre bodengenetische Bedeutung. Tagungsbericht der Bodenkundlichen Gesellschaft der DDR, Nr. 102, S. 55-81, Berlin Ost
[99] Physikalisch-chemische Untersuchungen an fossilen und relikten Böden im Nordgebiet des alten  Rheingletschers; Heidelberger Geogr. Arbeiten, Heft 19
[100] Die Bedeutung der Reliktböden in der Bodendecke Ungarns; Tagungsbericht der Bodenkundl. Gesellschaft der DDR, Nr. 102
[101] Archäologisch datierte Bodenbildungen auf Sanden im nördlichen Mitteleuropa; Tagungsbericht derBodenkundl. Gesellschaft der DDR, Nr. 102
[102] Altersbestimmung von Böden durch die Radiokohlenstoffdatierungsmethode. Zeitschr.  F. Pflanzenernährung und Bodenkunde; 119, S.44-52, Weinheim
[103] Der neueste Stand der Konzeption und Methoden zur Bestimmung des Absoluten Alters der Böden.  Tagungsber. Dt. Akademie der Landw.-Wiss., Berlin, DDR, 102, 165-179
[104] Der Kaiserstuhl im Breisgau. Eine naturwissenschaftliche Studie. S. 534, Engelmann, Leipzig
[105] Der Löß und Lößlehm des Schwarzwaldes zwischen Achern und Offenburg. N.Jb.f.Min. etc., 75, Abt.B., S. 191 – 230, Stuttgart
[106] Loess an eolian protuct. J. Sedim. Petrol., 19
[107] Über die relative Chronologie des jüngeren Pleistozäns Niederösterreichs. Archäol. Anstr., 5, S. 101 – 113, Wien
[108] Ein Beitrag zur Frage nach der Herkunft des Lösses, auf sedimentpetrographischer Grundlage. Zeitschr. F. Gletscherkunde und Glaziologie, 2, 1, S. 80 – 90, Innsbruck
[109] Die fossilen Böden im österreichischen Löß. Quartär, 6 , S. 85 – 108, Bonn
[110] Die Linzer Lößprofile in pedologischer und epirogen-tektonischer Sicht. Naturkundl. Jb. Der Stadt Linz,
[111] Über Pliocän und Pleistozän in der Umgebung von Freiburg/Br., Mitt. Großh. Bad. Geol. Landesanstalt, 2, S. 3-72 und S.745-791, Heidelberg
[112] Der Löss mit besonderer Berücksichtigung seines Vorkommens bei Basel. Wiss. Beilage z. Berichten  der Realschule zu Basel, 10, S.512-690, Basel
[113] Geologie von Baden, Zweiter Teil. Känozoikum, Tektonik, Hydrographie Bergbau. S.407-782, Berlin Bornträger
[114] Die Lösslandschaft am Kaiserstuhl. Diss. Nat. Math. Fak., Maschinoskript, 71 S., Freiburg im Breisgau
[115] Diluvium und Alluvium, in: Der Kaiserstuhl. Eine Naturgeschichte des Vulkangebirges am Oberrhein. Herausg. V. bad. Landesverb. Naturkunde. Freiburg, S.85-101, Selbstverlag
[116] Morphologie der Vorbergzone am Oberrhein zwischen Lahr und Basel. Diss. Nat. Math. Fak. 276 S.  Freiburg/Br.
[117] Das Quartär, a) Der Löß, in: Erl. Zur geolog. Exkursionskarte des Kaiserstuhls, S. 68-77, Herausg.  Geol. Landesamt Baden-Württemberg, Freiburg, 139 S.
[118] Über das Diluvium der Lahrer Randhügelzone. Mitt. Bad. Geol. Landesanstalt Bd. 11/5, S.160-186, Freiburg
[119] Zur Gliederung des Pleistozäns im Oberrheingebiet. Z. Deutsche Geol. Ges. Jg. 1959, 111/3, S. 653-661, Hannover
[120] Sedimentpetrographische Untersuchungen von Lössen. Zur Gliederung des Eiszeitalters und zur Einordnung paläolithischer Kulturen. Fundamenta, Monographien zur Urgeschichte, Reihe B, 1, 915, Köln und Graz (Böhlau)
[121] Lösse, ihre Verbraunungszonen und fossile Böden. Ein Beitrag zur Stratigraphie des oberen Pleistozäns in Südbaden. Schriften Geogr. Institut Uni Kiel, Bd. 14, H 2, 1135, Kiel
[122] Mineralogische Untersuchungen an Sedimentgesteinen und Böden des südlichen Oberrheingrabens und der Schwarzwaldvorbergzone. Mitt.: Mineralbestand der Gesteine. Ber. Naturf. Ges. Freiburg, 57, S. 175-202
[123] Feinstratigraphische und pedologische Untersuchungen an Lössaufschlüssen im Kaiserstuhl.  Freiburger Bodenkundl. Abhandlungen, 2, 149 S., Freiburg
[124] Über einige Lössprofile und begrabene Böden im Rheingau. Notizbl. Hess. Landesanst. Bodenforsch., 6/1, 244-259, Wiesbaden
[125] Ergebnisse neuerer Untersuchungen zur Würmlössgliederung Hessens. E. und G., 15, S. 199-206,  Öhringen
[126] Böden des älteren Pleistozäns bei Regensburg. Geologica Bavaria, 53, S.143-160, München
[127] Gliederung und Altersstellung der Lössablagerungen im Thüringer Becken und dessn Randgebiet, in:  Beiträge zum Stand der Quartärforschung in der DDR. INQUA, Warzaw 1961, Inst. Geol. Prace 34, Warszawa
[128] Feinstratigrphische Studien 3. Methoden zur Untersuchung von Lössen. N. Jb. Geol. Pal., Mh.,  S.97-111, Stuttgart
[129] Zur Klimageschichte de Quartärs von Südbaden auf bodengeographischer Grundlage. Pet. Geogr. Mitt., 113, 112-124, Gotha
[130] Leitlinien einer österreichischen Qurtärstratigraphie. Mitt. Geol. Ges., 53, 249-266, Wien
[131] Jungpleistozäner Löss und fossile Böden in Niederösterreich. E. und G., 4/5, S.49-82, Öhringen
[132] Würmeiszeitlicher Löss und fossile Böden in Mainfranken. Geologica Bavaria, 25, S.22-38, München
[133] Eine Revision der pleistozänen Stratigraphie des schwäbischen  Alpenvorlandes. Peterm. Geogr. Mitt., Jg. 106, 4, S. 253-271, Gotha
[134] Physikalisch-chemische Untersuchungen an fossilen und relikten Böden im Nordgebiet des alten  Rheingletschers. Heidelberger Geogr. Arb., Heft 19
[135] Führer zur zweitägigen Exkursion im Rheingletschergebiet. Heidelberger Geogr. Arb., 20, S.31-78
[136] Verwitterung und Bodenbildung auf diluvialen Schotterterrassen. Heidelberger Beitr. Min. und Petr., 4, S.288-318
[137] Das Quartär. In: Erl. Zur Geol. Karte v. Bayern, 1:500000, S. 109-120, München
[138] Die Kirchheimer-Burgauer Schotter im Mindeltal und ihre Deckschichten in der Ziegeleigrube Offingen.  Bull. De L’ Associationfranc.pour l’Etude du Quarternaire 1972, 2/3, 135, Paris
[139] Die Bedeutung des Göttweiger Interstadials im Ablauf der Würmeiszeit. E. und G., 11, Öhringen
[140] Physikalisch-chemische Untersuchungen zur Erfassung des Verwitterungsgrades von Lössen und  Staublehmen aus dem öserreichischen Alpenvorland. Staatsexamen Uni Heidelberg