Geowissenschaftliche Untersuchungen jungpaläolithischer Fundstellen in der Niederrheinischen Bucht...

Wissenschaftliche Prüfungsarbeit

gemäß § 12 der Landesverordnung über die Erste Staatsprüfung für das Lehramt an Gymnasien vom 07. Mai 1982, in der derzeit gültigen Fassung

Kandidatin: ___________________________________________

der Johannes Gutenberg-Universität in Mainz

Fach: ___________________________________________

Thema: ___________________________________________

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Erstgutachter: ___________________________________________

Zweitgutachter: ___________________________________________

Abgabedatum: _________________

Geowissenschaftliche Untersuchungen

jungpaläolithischer Fundstellen

in der Niederrheinischen Bucht –

Forschungsgeschichte, neue methodische

Ansätze und Perspektiven

Geographie

Rebecca Stüber

Prof. Dr. Andreas Vött

Prof. Dr. Anton Escher

25.11.2013

– Korrekturexemplar –

2

Inhaltsverzeichnis

I Abbildungsverzeichnis .................................................................................. 4

II Tabellenverzeichnis ....................................................................................... 5

III Abkürzungs- und Symbolverzeichnis ......................................................... 6

1 Einleitung ....................................................................................................... 9

2 Einführung in das Untersuchungsgebiet .................................................. 13

2.1 Geographische Lage und naturräumliche Einordnung........................................ 13

2.2 Geologie und Tektonik ............................................................................................. 15

2.2.1 Tertiärgeologie .................................................................................................... 16

2.2.2 Quartärgeologie ................................................................................................... 19

2.3 Relief .......................................................................................................................... 23

2.4 Klima und Vegetation .............................................................................................. 27

2.4.1 Paläoklimatische Ausprägungen ......................................................................... 28

2.4.2 Rezente Klimaverhältnisse .................................................................................. 30

2.5 Böden ......................................................................................................................... 33

2.5.1 Faktoren und Prozesse der Bodenbildung ........................................................... 33

2.5.2 Bodenbetrachtung der Lokalität Bergheim-Büsdorf ........................................... 37

2.5.3 Bodenbetrachtung der Niederrheinischen Bucht ................................................ 45

2.5.4 Löss als Paläoklima- und Fundstellenarchiv ....................................................... 48

3 Entwicklung und Forschungsstand (geo-)archäologischer Untersuchungen .......................................................................................... 51

3.1 Entwicklung (geo-)archäologischer Forschungsmethodik ................................... 51

3.1.1 Forschungsgeschichte der Archäologie ............................................................... 51

3.1.2 Entwicklung der Geochronologie und Archäometrie ......................................... 53

3.1.3 Etablierung der Geoarchäologie .......................................................................... 56

3.2 Forschungsstand ....................................................................................................... 57

3.2.1 Erkenntnisse zur Menschheitsgeschichte ............................................................ 58

3.2.2 Archäologisch-geowissenschaftlicher Forschungsstand jungpaläolithischer Fundstellen in der Niederrheinischen Bucht ....................................................... 63

Inhaltsverzeichnis 3

4 Methoden ..................................................................................................... 89

4.1 Recherche- und Geländearbeiten ............................................................................ 89

4.1.1 Archäologische Prospektion ................................................................................ 91

4.1.2 Geoelektrische Messungen.................................................................................. 93

4.1.3 Entnahme und Untersuchung von Bohrkernen ................................................... 98

4.2 Laborarbeiten ......................................................................................................... 100

4.2.1 Korngrößenanalyse mittels Laserbeugung ........................................................ 101

5 Ergebnisse geoarchäologischer Untersuchungen der Lokalität Bergheim-Büsdorf ..................................................................................... 106

5.1 Archäologische Prospektion .................................................................................. 106

5.2 Untersuchung der Bohrkerne................................................................................ 106

5.3 Geoelektrische Messungen ..................................................................................... 112

5.4 Korngrößenanalyse mittels Laserbeuger ............................................................. 114

6 Diskussion .................................................................................................. 119

6.1 Geoarchäologische Erkenntnisse zur Lokalität Bergheim-Büsdorf .................. 119

6.1.1 Interpretation der Pedogenese ........................................................................... 119

6.1.2 Korrelation und Interpretation der geoelektrischen Messungen ....................... 121

6.1.3 Geoarchäologische Erkenntnisse ...................................................................... 124

6.2 Methodenvergleich und Perspektiven .................................................................. 126

6.2.1 Prospektion und Sondage .................................................................................. 126

6.2.2 Korngrößenanalyse mittels Laserbeuger ........................................................... 129

7 Synopsis ...................................................................................................... 131

IV Literaturverzeichnis.................................................................................. 136

V Anhang ....................................................................................................... 157

Eidesstattliche Erklärung ............................................................................... 158

4

I Abbildungsverzeichnis

Abb. 1: Übersichtskarte der Naturräume und Großlandschaften Deutschlands .................. 14

Abb. 2: Tektonische und geologische Übersichtskarte der Niederrheinischen Bucht .......... 17

Abb. 3: Geologisches Profil durch die Niederrheinische Bucht ............................................ 18

Abb. 4: Geologische Karte der Lokalität Bergheim-Büsdorf ................................................. 20

Abb. 5: Karte der Quartärstufen und -serien der Lokalität Bergheim-Büsdorf .................... 21

Abb. 6: Höhenschichtenkarte der Lokalität Bergheim-Büsdorf ............................................ 25

Abb. 7: Bodensubstratkarte der Lokalität Bergheim-Büsdorf................................................ 39

Abb. 8: Karte der Bodentypen der Lokalität Bergheim-Büsdorf ............................................ 41

Abb. 9: Paläolithische Fundstellen in der Niederrheinischen Bucht .................................... 69

Abb. 10: Silexartefakte Büs. 2 und Büs. 3 der Fundstelle Bergheim-Büsdorf ...................... 72

Abb. 11: Karte der Grabungsarbeiten von 1986 zur Fundstelle Bergheim-Büsdorf ............ 75

Abb. 12: Sondageprofil der Suchgrabung zur Fundstelle Bergheim-Büsdorf ...................... 76

Abb. 13: Einzelfundstück der Fundstelle Langenich ............................................................. 77

Abb. 14: Zwei Klingenkratzer aus dem Fundhorizont IIc in Lommersum 1 ........................ 80

Abb. 15: Einzelfundstück der Fundstelle Neukirchen 30....................................................... 84

Abb. 16: Karte der Geländearbeiten der Lokalität Bergheim-Büsdorf .................................. 90

Abb. 17: Bodenprofilansprache des Bohrkerns BÜS1 ......................................................... 108

Abb. 18: Bohrkern BÜS1 (0–6 m u. GOF)............................................................................ 111

Abb. 19: Geoelektrischer Messquerschnitt der Lokalität Bergheim-Büsdorf ...................... 111

Abb. 20: Kornfraktionen des Bohrkerns BÜS1a .................................................................. 115

Abb. 21: U-ratio des Bohrkerns BÜS1a ................................................................................ 118

5

II Tabellenverzeichnis

Tab. 1: Abkürzungen und Erläuterungen zu Tabelle 2 .......................................................... 65

Tab. 2: Übersichtstabelle der Fundstellenprospektion zur Niederrheinischen Bucht .......... 66

Tab. 3: Katalog der Fundstücke von Bergheim-Büsdorf ....................................................... 73

Tab. 4: Elektrische Resistivität unterschiedlicher Untergrundmaterialien ........................... 97

Tab. 5: Bohrkernmaße von BÜS1a ....................................................................................... 109

Tab. Vb: Korngrößenanalyse mittels Laserbeuger BÜS1a.............................................Anhang

6

III Abkürzungs- und Symbolverzeichnis

A) Allgemeine Abkürzungen und Akronyme

Ah humoser Oberbodenhorizont

Ap gepflügter Oberbodenhorizont

Al lessivierter Oberbodenhorizont

Bbt gebänderter, tonangereicherter Unterbodenhorizont

BC Before Christ

BfN Bundesamt für Naturschutz

BP Before Present

Bt tonangereicherter Unterbodenhorizont

Bv verbraunter Unterbodenhorizont

cal kalibriert

DGK 5 Deutsche Grundkarte 1:5000

Elev. Elevation

ERT Electrical/Earth Resistivity Tomography

f gU feiner Grobschluff

fS Feinsand

fU Feinschluff

GD Geologischer Dienst

GIS Grönlandinterstadial

gS Grobsand

g gU grober Grobschluff

HT Hauptterrasse

ICS International Commission on Stratigraphy

IRSL infrared stimulated luminescence

jHT jüngere Hauptterrasse

JP Jungpaläolithikum

ka Kilojahre

KV Kernverlust

LGM Last Glacial Maximum

LVA Landesvermessungsamt

III Abkürzungs- und Symbolverzeichnis 7

m u. GOF Meter unter Geländeoberfläche

m ü. NN Meter über Normalnull

mS Mittelsand

mU Mittelschluff

MP Mittelpaläolithikum

NRB Niederrheinische Bucht

NRW Nordrhein-Westfalen

PIDS Polarisation Intensity Differential Scattering

ppm parts per million

OA Ortsarchiv-Aktivitätsnummer

S Sand

SL Suchlöcher

T Ton

Tab. Tabelle

U Schluff

Vol.-% Volumenprozent

III Abkürzungs- und Symbolverzeichnis 8

B) Symbole

> größer

größer oder gleich

< kleiner

kleiner oder gleich

± plus oder minus

µm Mikrometer

m… milli-…

elektrische Resistivität

Ohm

A Ampere

I Stromstärke oder Intensität

K Konfigurationskoeffizient

U Spannung

V Volt

n Brechungsindex

I( ) Intensität des Streuwinkels

p(a) radiusabhängige Verteilungs-

dichte in einer Probe

C) Chemische Abkürzungen

14C Radiokohlenstoff

Ca Kalzium

CaCO3 Kalziumkarbonat/Kalk

CO2 Kohlendioxid

(dest.) H2O (destilliertes) Wasser

Fe Eisen

FeCO3 Siderit

H2O2 Wasserstoffperoxid

HCl Salzsäure

Mn Mangan

O2 Sauerstoff-Molekül

SiO2 Quarz

9

1 Einleitung

Seit dem Urknall entwickelt sich, wenn auch für uns nicht greifbar, das Universum ständig

weiter. Die Erde formt sich; es bilden sich Ozeane und Kontinente; es entsteht Leben. Die

Lebewesen entwickeln sich weiter bis vor nicht allzu langer Zeit – bei Betrachtung im erd-

geschichtlichen Vergleich – der Homo sapiens entsteht und sich die Erde allmählich erschließt.

Er betritt neue Wege und Kontinente, er erschafft Werkzeuge, wird sesshaft und sein Denken

und Handeln entwickelt sich, wie alles im Universum, unaufhaltsam weiter. Seit der Aus-

breitung des Menschen erfolgt eine stetige Verbreitung von Wissen, Verhalten und Kultur.

Demnach liegt es in der Natur des Menschen, sein Wissen fortwährend zu erweitern, offene

Fragen zu klären und Wissenslücken zu schließen. Mit Blick auf die Vergangenheit stehen

diesbezüglich die Erdgeschichte sowie die Historie der Menschheit im Mittelpunkt des öffent-

lichen und wissenschaftlichen Interesses.

CHARLES LYELL legte 1834 mit seiner Aussage „‘The Present is the Key to the Past.’“ (ROTHE

2002: 7) das Fundament für eine geologische Interpretation von Gesteinen und den damit im

Zusammenhang stehenden Prozessen der Erdgeschichte. Darauf aufbauend geht auch die

heutige Wissenschaft noch davon aus, dass aktuelle Prozesse mit Vorgängen in der Ver-

gangenheit vergleichbar sind bzw. ihnen zumindest ähneln. Mit Hilfe dieses Wissenstransfers

von der Gegenwart auf die Vergangenheit, auch bekannt als Aktualitätsprinzip, versuchen die

Geowissenschaften durch die Analyse aktueller Prozesse, und der dadurch gewonnenen Unter-

suchungsergebnisse, Rückschlüsse auf erdgeschichtliche Vorgänge zu ziehen. Als zentrales

Hilfsmittel ist in diesem Zusammenhang die Stratigraphie zu nennen, die sich mit der Be-

schreibung von Schichten aller in der Erdkruste vorkommenden Gesteinstypen und -arten

befasst. Durch Analyse der räumlichen Verteilung stratigraphisch abgrenzbarer Schichten und

der Untersuchung ihrer Korrelation, ergibt sich eine zeitliche Abfolge der Erdgeschichte

(International Commission on Stratigraphy (ICS) 2013a).

Die Vor- und Frühgeschichtliche Archäologie beschäftigt sich mit der Menschheitsgeschichte

ab dem Beginn des Paläolithikums. Diese archäologische Epoche wird auch als Altsteinzeit

bezeichnet, da sie mit der Herstellung und Verwendung von beschlagenen Steinwerkzeugen

verknüpft ist. Erste mitteleuropäische Funde einer Menschenart mit diesen Verhaltensweisen

1 Einleitung 10

datieren auf ein Alter von rund 783 000 Jahren „Before Present1“ (783 ka BP) (EGGERT und

SAMIDA 2009: 108 f.). Dem Paläolithikum sind die Perioden des Alt-, Mittel-, Jung- und

Spätpaläolithikum2 untergeordnet, die sich durch charakteristische Merkmale voneinander ab-

grenzen (EGGERT und SAMIDA 2009: 108 f.). Das Jungpaläolithikum (JP) beginnt beispiels-

weise mit der Einwanderung des anatomisch modernen Menschen in Europa (FUCHS 2013).

Die Problematik an der Erforschung paläolithischer (Siedlungs-)Relikte liegt an deren Zugäng-

lichkeit, da viele von ihnen im Laufe der Zeit von Sedimenten überlagert wurden. Oftmals

lassen sich diese temporären Wohnstätten nicht mit herkömmlichen Untersuchungsverfahren,

wie z. B. durch Prospektionsmethoden, aufspüren. Ferner zeigen sich die meisten Funde

kontextfremd im Bereich von Erosionskanten. Unzugänglich und unauffindbar bleibt jedoch

zunächst einmal die Stelle, an der die zutage geförderten Fundstücke ursprünglich gelegen

haben (HORN 2006: 3).

Hilfreich für diese Problematik kann eine geographische Betrachtung sein, die hinsichtlich der

Raumnutzung durch einen multiperspektivischen Ansatz zu einer veränderten Raumwahr-

nehmung führen kann, was wiederrum eine Änderung des Blickwinkels hervorrufen kann.

Ebenfalls verändert sich durch wissenschaftlichen Fortschritt und dadurch erzielte Erkennt-

nisse des Öfteren der Betrachtungswinkel, sodass alte Fragestellungen neu aufgegriffen wer-

den oder sich neue Fragestellungen ergeben. Eine derartige Weiterentwicklung ergibt sich in

vielen Fällen durch stetig wachsende, interdisziplinäre Kooperationen unterschiedlicher

Fachrichtungen, aber auch aufgrund der Verstärkung von länder- und kontinentübergreifender

Zusammenarbeit verschiedener Institutionen. Beispielhaft hierfür ist eine Kooperation von

Geographie und Archäologie, deren gemeinsame Fachrichtung als Geoarchäologie bezeichnet

wird. Das jeweilige Fachwissen und die fachspezifische Methodik werden zur Untersuchung

gemeinsamer Forschungsziele genutzt, um dadurch interdisziplinäre Kompetenzen zu erar-

beiten (EBERLE et al. 2010: 151). In diesem Zusammenhang stellt sich die Frage nach einer

Kontexterweiterung durch zunehmend geoarchäologische Betrachtungsweisen. Hinsichtlich

der Vernetzung von Wissen im Rahmen von interdisziplinären Kooperationen wäre zu klären,

ob sich daraus andere Herangehensweisen und neue Untersuchungsmethoden entwickelt

haben, die zu neuen, weitreichenderen Erkenntnissen in der Menschheitsgeschichte führen und

beispielsweise hilfreich für die Erforschung des JP sein könnten.

1 Die Zeitangabe „Before Present“ ist definiert als das Jahr 1950 (EGGERT und SAMIDA 2009: 109). Im Allgemeinen wurden die Zeitangaben in dieser Arbeit analog zu den Angaben in der Literatur übernommen. 2 Das Spätpaläolithikum wird oftmals auch als Endpaläolithikum bezeichnet (AHLRICHS 2013a).

1 Einleitung 11

Die vorliegende Arbeit skizziert einen Überblick zu jungpaläolithischen Fundstellen3, die bis

dato im Untersuchungsgebiet – der Niederrheinischen Bucht (NRB) – entdeckt wurden und

in der recherchierten Literatur Erwähnung fanden. Diesbezüglich soll erörtert werden,

inwiefern die zeitliche Einordnung der archäologischen Fundstellen im Zusammenhang mit

geowissenschaftlichen Untersuchungen und weiterführenden Methoden steht. Weiterhin ist

von Interesse wann, wo und zu welchem Zweck die frühen Siedler diese Plätze aufsuchten.

Ein Fundplatz in Bergheim-Büsdorf steht im Zentrum der Frage nach geowissenschaftlichen

Untersuchungen und archäologisch-geowissenschaftlicher Zusammenarbeit. Für diese Fund-

stelle wurden bereits in den 1980er-Jahren Geländearbeiten durchgeführt. Die zugehörigen

Forschungsergebnisse wurden in recherchierter Literatur eingehend besprochen und werden im

Zuge dieser Arbeit aufgegriffen. Weiterhin erfolgte eine erneute Untersuchung der Fund-

stellenumgebung mittels Gelände- und Laborarbeiten, um die bestehenden Ergebnisse durch

ergänzende und neuere Untersuchungsmethoden zu erweitern. Dazu zählen Rammkern-

sondierungen, geoelektrische Messungen, Bohrkernuntersuchung mittels Multi-Sensor Core

Logger, Röntgenfluoreszenzanalysen, Korngrößenbestimmung mittels Laserbeuger und

Messungen zur magnetischen Suszeptibilität.

Hinsichtlich eines Vergleichs von älteren und neueren Untersuchungsergebnissen stellt sich die

Frage, welchen Erkenntnisgewinn die neuen Untersuchungsmethoden versprechen. Weiterhin

ist von Interesse, ob sich durch fortschrittlichere Methoden hochauflösende, detailreichere

Stratigraphien erstellen lassen. Aufgrund der Problematik einer stratigraphischen Korrelation

von terrestrischen Sedimenten (KLOSTERMANN 2009: 204), soll geklärt werden, ob durch die

angewandten Methoden der neuen Untersuchungen eine relative, zeitliche Einordnung von

Fundstellen erleichtert werden kann.

Bezüglich der neuen Untersuchungen zum Fundplatz Bergheim-Büsdorf werden weiter-

führend Vergleiche zu internen Parametern durchgeführt. Hierbei gilt es zu klären, inwiefern

die ausgewerteten Daten voneinander abweichen und welche Parameter das Ergebnis mög-

lichst realitätsgetreu abbilden.

Ebenfalls werden in dieser Arbeit u. a. Forschungsergebnisse der jungpaläolithischen Fund-

stelle Lommersum nähergehend beschrieben, da es sich um eine wichtige Fundstelle mit einer

ähnlichen Zeitstellung wie Bergheim-Büsdorf handelt. Für eine Ergebniskorrelation dieser

beiden Fundstellen wird versucht charakteristische Parameter zu vergleichen, sofern diese für

3 In dieser Arbeit werden Fundstellen im Textverlauf durch kursive Schrift kenntlich gemacht.

1 Einleitung 12

die jeweilige Fundstelle verfügbar sind. In diesem Zusammenhang soll überprüft werden,

inwiefern neue Untersuchungen für Fundplätze wie Lommersum zu empfehlen sind und

welche Perspektiven sich dadurch bieten. Dahingehend stellt sich die Frage, ob durch eine

Aufarbeitung der Untersuchungsergebnisse eine umfassende Stratigraphie für die jungpaläo-

lithischen Fundstellen in der NRB erarbeitet werden kann.

13

2 Einführung in das Untersuchungsgebiet

Die folgende Einführung dient der physisch-geographischen Übersicht über das Unter-

suchungsgebiet. Ein allgemeiner Überblick ermöglicht die Einordnung von jungpaläolithi-

schen Fundstellen der NRB, die beispielhaft im Zusammenhang mit der eingangs erörterten

Fragestellung stehen. Weiterhin erfolgt eine detaillierte Beschreibung von Gelände und Um-

gebung der untersuchten Lokalität Bergheim-Büsdorf, um eine kontextuelle Einbettung der

Untersuchungsergebnisse zu ermöglichen.

2.1 Geographische Lage und naturräumliche Einordnung

Die NRB liegt im Westen Deutschlands, im Südwesten von Nordrhein-Westfalen (NRW). Sie

stellt in der naturräumlichen Gliederung von Deutschland eine der naturräumlichen Haupt-

einheiten dar. GLASER (2007b: 21) teilt Deutschland in fünf Großeinheiten und ordnet die

NRB dem Norddeutschen Tiefland zu. Innerhalb dieser Großeinheit wird das Untersuchungs-

gebiet vom Bundesamt für Naturschutz (BfN) nach biogeographischen Aspekten dem atlan-

tisch geprägten, westlichen Teil des Norddeutschen Tieflands zugeordnet (vgl. Abb. 1) bzw.

zählt nach GLASER (2007b: 21) zu den Tieflandbuchten und dem norddeutschen Alt-

moränengebiet. Die naturräumliche Haupteinheit der NRB wird mit dem Kürzel „D35“

gekennzeichnet (vgl. Abb. 1) und umfasst die Kölner Bucht und das Niederrheinische Tiefland

(KLOSTERMANN 2006b: 15; SSYMANK 1994: 402 f.).

Wie aus Abb. 1 ersichtlich ist, wird die NRB durch die deutsch-niederländische Grenze im

Norden und Westen begrenzt sowie im Nordosten durch die anschließende Münsterländer

Bucht (D344). Morphologisch ist die NRB entlang dieser Grenzen nicht von ihrer Umgebung

abzugrenzen. Entlang der südöstlichen Grenze wird die Bucht hingegen vom Rheinischen

Schiefergebirge eingefasst; im Süden von den Mittelgebirgshöhenzügen des Hohen Venn und

der Eifel (D454) sowie im südlichen Abschnitt der östlichen Grenze vom Bergischen Land und

dem Sauerland (D384) (KLOSTERMANN 2006b: 15). Die südöstliche Begrenzung bildet das

Mittelrheingebiet (D444) (SSYMANK 1994: 402 f.).

Die naturräumlichen Haupteinheiten lassen sich wiederrum nach geoökologischen Faktoren in

verschiedene Naturraumtypen unterteilen. Da eine geographische Raumbetrachtung jedoch je

nach Betrachtungswinkel meist mit einer hohen Komplexität einhergeht, können bei der 4 Kürzel der naturräumlichen Gliederung nach SSYMANK (1994: 402 f.)

2 Einführung in das Untersuchungsgebiet 14

Ab- bzw. Eingrenzung von Naturraumtypen nicht alle Geofaktoren berücksichtigt werden. Die

geoökologische Raumgliederung nach RENNERS (1991) berücksichtigt bei der Einteilung in

geoökologische Raumeinheiten Gestein, Relief und Klima als stabile Hauptmerkmale sowie

Boden und Vegetation als labile Merkmale, die durch die Hauptmerkmale bedingt werden

(RENNERS 1991: 28 f.).

Abb. 1: Übersichtskarte der Naturräume und Großlandschaften Deutschlands (verändert nach BfN 2011)


Zur Beschreibung von charakteristischen Regionen der NRB wird im Folgenden Bezug auf

Naturraumtypen nach RENNERS (1991) genommen, deren Bezeichnungen durch kursive

Kapitälchen kenntlich gemacht werden. Zu diesen zählen die SAALEZEITLICHEN ENDMORÄNEN,

die LÖSSBÖRDEN, die HOHEN TERRASSENFLÄCHEN AM NIEDERRHEIN, die TERRASSEN MIT

NÄHRSTOFFARMEN SANDBÖDEN AM NIEDERRHEIN, die GEBIETE MIT DÜNNER LÖSSDECKE ÜBER

TERRASSENSCHOTTER UND MIT STAUNASSEN BÖDEN, die NIEDERTERRASSEN AM NIEDERRHEIN, die

FLUSSAUEN und die DURCH TAGEBAU VERÄNDERTEN FLÄCHEN (VILLE) (RENNERS 1991: 61 ff.).

Die untersuchte Lokalität Bergheim-Büsdorf ist im südöstlichen Teil der NRB zu verorten

(vgl. Abb. 1). Die Ortschaft liegt ca. 18 km westnordwestlich von Köln auf der „Ville“. Diese

erstreckt sich als Vorgebirge des Rheinischen Schiefergebirges im südlichen Bereich des

Untersuchungsgebiets in nordwestlicher Richtung. Sie unterteilt diesen Bereich in die östlich

gelegenen Gebiete der Zülpicher und Jülicher Börde und die westlich gelegene Kölner Bucht

(PFAFFEN 1959–1962: 832).

2.2 Geologie und Tektonik

Das Fundament der NRB besitzt ein Alter von mehr als 400 Mio. Jahren. Während des Devons

und Karbons bestand in diesem Bereich eine 100 km lange Geosynklinale. In dieser länglichen

Beckenstruktur, die sich in Südwest-Nordost-Richtung erstreckte, kam es bis zum Ende des

Karbons zu Sedimentationsprozessen. Mit dem Einsetzen der variskischen Orogenese wurden

die Sedimente gemeinsam mit älteren Gesteinen des Untergrunds durch seitlichen Druck

zusammengepresst und zu einem Gebirge aufgefaltet, das im Zuge der Faltung ebenfalls eine

Südwest-Nordost-Streichrichtung erhielt. Durch Erosionsprozesse wurde dieses variskische

Gebirge jedoch nachfolgend wieder eingeebnet, sodass im Perm davon nur noch ein

Gebirgsrumpf übrig war. Weiterhin kam es während des Perms zur Ausbildung einer lagunen-

artigen Meeressenke, wo sich mächtige Zechstein-Salzlagen bilden konnten (WREDE und

HILDEN 1988).

Darauffolgend wurden während der Trias im Südosten des Untersuchungsgebiets Sedimente

des Buntsandsteins abgelagert. Der anschließende Muschelkalk findet sich auch im Norden der

NRB, da mit dem Vordringen des Meeres auch diese Bereiche überflutet wurden. Ab Mitte des

Muschelkalks zog sich das Meer jedoch wieder zurück, sodass mittlerer sowie oberer Muschel-

kalk und Keuper nur im Süden des Untersuchungsgebiets ausgeprägt zu finden sind. Im Nor-

den finden sich die Ablagerungen der letztgenannten Zeitalter hingegen nur geringmächtig und


rudimentär. Im Jura bildeten sich nachfolgend Mergel und Tone, die überall im Bereich der

heutigen NRB zu finden sind. Bis zum Alttertiär wurden dort jedoch weitestgehend keine

Sedimente mehr abgelagert, da dieser Bereich seit dem Dogger wieder Festland war (WALTER

2007: 376 ff.).

Gegen Ende des Braunjuras war das Untersuchungsgebiet noch ein Teil der Rheinisch-

Böhmischen-Masse, die sich aus den Ardennen, dem Rheinischen Schiefergebirge sowie dem

Böhmischen und Brabanter Massiv zusammensetzte. Erste Anzeichen für ein Einsinken der

NRB sind bereits gegen Ende des Paläozoikums zu verzeichnen, jedoch erst während des

Tertiärs sank die NRB langsam ein, aber war bis dato immer noch Teil des Rheinischen

Schiefergebirges (WALTER 2007: 193 f.).

2.2.1 Tertiärgeologie

Die Ausbildung der NRB begann während dem Paläozän bis zum Unteroligozän zunächst

langsam. Zu dieser Zeit konnten erste Meeresausläufer wieder in diesen Bereich vordringen

(WALTER 2007: 378). Durch erneute tektonische Bewegungen sank die NRB im Mittel-

oligozän schließlich stärker ein. Indes kam es auch zur Heraushebung des Rheinischen

Schiefergebirges (WREDE und HILDEN 1988). Außerdem fanden beachtliche Horizontal-

verschiebungen in der NRB statt (KLOSTERMANN 1988: 44). Die tektonischen Bewegungen im

Untersuchungsgebiet orientierten sich an Nordwest-Südost verlaufenden Störungslinien, die

bereits im Zuge der variskischen Gebirgsbildung angelegt wurden. Zu nennen sind in diesem

Zusammenhang das Erft-Sprungsystem und die Rurrand- bzw. die Peelrand-Verwerfung sowie

der Viersener Sprung (vgl. Abb. 2) (WREDE und HILDEN 1988).

Die NRB ist durch ein Aufbrechen der kontinentalen Kruste entstanden. Diese Krusten-

bewegungen stehen auch im Zusammenhang mit der Entstehung des Oberrheingrabens, der als

Störungslinie bis nach Süddeutschland zurückverfolgt werden kann. Bei diesen Prozessen der

kontinentalen Kruste handelt es sich um rezente Erdbewegungen, die ein kontinuierliches Ab-

sinken im Bereich der Störungszonen zur Folge haben (KLOSTERMANN 2006b: 18 f.). Dass es

sich um rezente Bewegungen der Erdkruste handelt, zeigt sich an der seismischen Aktivität im

Bereich der NRB (WALTER 2007: 380).

Entlang der genannten Störungslinien kam es im Untersuchungsgebiet zu Staffelbrüchen. Da-

bei bildeten sich einzelne Schollen, die nach Osten verkippt wurden. Die Erft- und Rur-Scholle

sind dabei stark eingesunken, sodass sich während des Känozoikums entlang der östlichen


Verwerfungen dieser beiden Großschollen mächtige Grabenfüllungen akkumulieren konnten.

Die anderen Schollen des Untersuchungsgebiets sind vergleichsweise mäßig geneigt und be-

sitzen geringmächtigere, känozoische Sedimente. Zu nennen sind in diesem Zusammenhang

die Krefelder Scholle und die Venloer Scholle sowie die Kölner Scholle mit der westlich gele-

genen Ville (vgl. Abb. 2 und Abb. 3) (WALTER 2007: 375). Am Westrand der Ville haben sich

entlang des Erftsprung-Systems aufgrund der östlichen Schollenneigung und der ausgeprägten

Sprunghöhe dieser westlichen Verwerfung folglich Staffelbrüche ausgebildet (vgl. Abb. 3)

(PFAFFEN 1959–1962: 833 ff.).

Abb. 2: Tektonische und geologische Übersichtskarte der Niederrheinischen Bucht (WALTER 2007: 374)


Abb. 3: Geologisches Profil durch die Niederrheinische Bucht (verändert nach WALTER 2007: 379)

Durch das Absinken der Erdkruste konnte sich Braunkohle im Bereich der Ville und in an-

deren Regionen der NRB ausbilden. Aufgrund variierender Absinkraten der einzelnen Bruch-

schollen wurden einige Braunkohleflöze in tiefere Bereiche abgesenkt, andere hingegen lagern

leicht abbaubar auf Höhenzügen, wie es bei der Ville der Fall ist (vgl. Abb. 3) (KLOSTERMANN

2006b: 18 f.). Die Braunkohle entwickelte sich in großflächigen Mooren, die sich zwischen

Deltaarmen ausgebildet hatten. Die Deltas bildeten sich durch limnische Sedimentations-

prozesse, die im Oligozän und Miozän entlang der damaligen Küstenlinie einsetzten (HAGER

und PRÜFERT 1988: 36; HENNINGSEN und KATZUNG 2011: 145). Da die Akkumulationsrate

der Moore weitestgehend durch die stetige Absenkung des Untergrunds kompensiert wurde,

führte dies zur Ausbildung mächtiger Braunkohleflöze (ROTHE 2012: 188). Im Zeitraum

zwischen unterem Miozän und Mitte des oberen Miozäns bildete sich das sog. Hauptflöz. In

der Mitte der damaligen Bucht, wo heute Bergheim liegt, wurde Torf ohne Einschaltung von

Tonen oder Sanden akkumuliert. Dort bildete sich das Hauptflöz mit einer Mächtigkeit bis

100 m. Andernorts kam es durch Änderungen der Sedimentationsbedingungen hingegen zur

Ausbildung von Teilflözen (HAGER und PRÜFERT 1988: 38).

Über den Braunkohleflözen lagern Hauptterrassenschotter. Deren Basis bilden meist tertiäre

Schotter des Pliozäns, die als „ältere Hauptterrasse“ bezeichnet werden (KLOSTERMANN 1992:

48; PFAFFEN 1959–1962: 834). Diese pliozänen Schotter weisen bereits alpine Ursprünge auf

(WALTER 2007: 378). Erste Einträge aus südlichen Gebieten gab es vermutlich schon im

Miozän. Es wird angenommen, dass zu dieser Zeit eine erste Verbindung zwischen Nieder-

und Oberrhein entstanden ist – der sog. Urrhein. Dies zeigte sich im Untersuchungsgebiet

anhand der Sedimente dieses erdgeschichtlichen Zeitabschnitts (SEMMEL 1996: 66).


Wie anhand von Abb. 3 zu erkennen ist, kann die Sedimentbildung seit dem Oligozän recht

gut nachvollzogen werden. Dadurch lässt sich folgern, dass die tektonische Absinkrate zur Zeit

des oberen Oligozäns am höchsten war (HAGER und PRÜFERT 1988: 33 ff.). Da in den ver-

schiedenen Regionen der NRB unterschiedliche Sedimentmächtigkeiten anstehen, zeugt dies

von einer synsedimentären Bruchschollentektonik, d. h. die tektonischen Prozesse liefen syn-

chron mit den Ablagerungsprozessen ab (ROTHE 2012: 189). Aufgrund dessen lagern unter-

gründig in Bereichen mit den höchsten Absinkraten die mächtigsten Sedimentpakete. Für das

Tertiär sind die Sedimente bis zu 1200 m mächtig und erreichen für das Quartär bis zu 100 m

(WREDE und HILDEN 1988: 13). Für diese pleistozänen und holozänen Sedimente kam es

entlang der Störungszonen aufgrund der Vertikalverschiebungen zu einem Versatz von bis zu

80 m (KLOSTERMANN 1988: 44).

2.2.2 Quartärgeologie

Die quartären Sedimente der NRB bestehen hauptsächlich aus Kiesen und Sanden (WALTER

2007: 378). Die „jüngeren Hauptterrassen“ (jHT) 1–4 wurden seit dem mittleren Unter-

pleistozän im Zeitraum zwischen Eburon-Kaltzeit und Cromer-Komplex durch Rhein und

Maas abgelagert (ICS 2013b; KLOSTERMANN 1992: 31, 50). In abseitigen Bereichen dieses

verzweigten Stromliniennetzes stagnierte die fluviatile Akkumulation damals zeitweilig

(KLOSTERMANN 1988: 47). Beispielsweise besitzen die Terrassenkörper der jHT im Bereich

der Ville eine geringe Mächtigkeit von 8 bis 12 m (PFAFFEN 1959–1962: 834).

Die Lokalität Bergheim-Büsdorf befindet sich auf der jHT 2 und 3, die im südlichen Bereich

dieses Höhenzugs entlang des Ostrands verläuft (KLOSTERMANN 1992: Tafel 1). In der

Fundstellenumgebung finden sich diese Terrassenkörper an erodierten Hängen kleiner

(periglazialer) Trockentäler vereinzelt oberflächlich anstehend (vgl. Abb. 4 und Abb. 5).

Die jHT 2 wurde während dem Ende der Menap-Kaltzeit und zu Beginn des Cromer-

Komplexes vom verwilderten Flusssystem des Rheins abgelagert (KLOSTERMANN 1992: 54 f.)

und schließt im Liegenden und Hangenden mit einer Erosionsdiskordanz ab (BOENIGK 1978:

149). Diese Terrasse ähnelt hinsichtlich ihrer Genese in starkem Maße der zeitlich an-

knüpfenden jHT 3 (KLOSTERMANN 1992: 58), deren Ablagerung gegen Mitte des Cromer-

Komplexes stattfand. Zu dieser Zeit änderte der Rhein sein Abflussverhalten aufgrund einer

erneuten Hebung des Rheinischen Schiefergebirges. Anstatt einer Akkumulation von fluvia-

tilen Sedimenten kam es nunmehr lediglich stellenweise zu einer geringmächtigen Über-

formung der jHT 3 durch die jHT 4 (KLOSTERMANN 1992: 57 ff.).


Abb. 4: Geologische Karte der Lokalität Bergheim-Büsdorf (eigene Darstellung nach Kartengrundlage)


Abb. 5: Karte der Quartärstufen und -serien der Lokalität Bergheim-Büsdorf (eigene Darstellung nach Kartengrundlage)


Zeitlich auf den Cromer-Komplex folgte die Elster-Kaltzeit, mit deren Beginn die Mittel-

terrassen abgelagert wurden. Darauf folgte während der Weichsel-Kaltzeit die Ablagerung der

Niederterrassensedimente (KLOSTERMANN 1992: 30 f.).

Neben fluviatilen Akkumulaten wurden obendrein diverse saalezeitliche Gletschersedimente

abgelagert. Diese bildeten sich im Nordosten der NRB aufgrund des weitreichenden Eis-

vorstoßes während der Saale-Kaltzeit (HENNINGSEN und KATZUNG 2011: 147), die zwischen

Elster- und Weichsel-Kaltzeit einzuordnen ist (ICS 2013b).

Während der Weichsel-Kaltzeit kam es im Oberpleistozän durch weite Schotterfluren und

fehlende Vegetation in weiten Bereichen der NRB zur Auswehung von äolischen Sedimenten

(ARNOLD et al. 1976). Die Akkumulation der ausgewehten Sedimente erfolgte im Unter-

suchungsgebiet nicht gleichmäßig. So wurden im Süden der NRB tendenziell mächtigere

Lösse abgelagert als im Norden (THISSEN 1997: 15), jedoch ist die Lössbedeckung beispiels-

weise im Bereich der Ville relativ gering. Lediglich in der Umgebung von Bergheim wurden

Lössauflagen von etwa 2 bis 3 m ausgebildet (PFAFFEN 1959–1962: 834). Dies zeigt sich auch

anhand der großflächigen Lössbedeckung in der Umgebung des Fundplatzes Bergheim-

Büsdorf (vgl. Abb. 4 und Abb. 5).

Nach der pleistozänen Eiszeit schließt sich das Holozän an (ICS 2013b). In der jüngsten Zeit

dieses quartären Zeitabschnitts bringt sich der Mensch als Geofaktor mit ein, indem er in

großem Stil die Braunkohle des Rheinischen Braunkohlereviers abbaut (ROTHE 2012: 189).

Diese naturräumlichen Veränderungen zeigen sich in der NRB gehäuft im Bereich der Ville

(CHRISTMANN 1998: 358 ff.). Beispielsweise befindet sich zwei Kilometer südwestlich der

Fundstelle Bergheim-Büsdorf unmittelbar südlich von Oberaußem eine holozäne Landschafts-

überprägung aus „Forstkies“ (vgl. Abb. 4 und Abb. 5). Hierbei handelt es sich um eine

anthropogene Aufschüttung. Diese Maßnahmen werden zur Rekultivierung von Abbauflächen

des Braunkohletagebaus eingesetzt (DILLA und MÖHLENBRUCH 1998: 248).

Weiterhin bildeten sich im Holozän fluviatile Ablagerungen in Tälern von Bächen und

Flüssen. Derartige Holozänsedimente finden sich auch in der näheren Fundstellenumgebung

nördlich von Büsdorf in einem nordöstlich verlaufenden Tal eines Bachlaufs (vgl. Abb. 4 und

Abb. 5). Neben der fluviatilen Akkumulation durch Flüsse und Bäche, kommt es durch die

erosive Kraft der Fließgewässer ebenfalls zu Erosionsprozessen, die maßgeblich an der Relief-

gestaltung beteiligt sind (SCHMIDT 2007).


2.3 Relief

In engem Zusammenhang mit geologischen und tektonischen Faktoren steht das Relief. Als

Standortparameter und geomorphologische Einflussgröße, stellt es eine wichtige Grundlage

zur Beurteilung von Geoprozessen dar. Einen grundlegenden Faktor der Reliefentwicklung

bildet das tektonische Grundgerüst, das durch endogene Vorgänge geformt wird. Eine

schwankende Reliefenergie im Zusammenhang mit variierenden Gesteinshärten führt zu

Erosionsraten und -prozessen unterschiedlichster Art. Weiterhin spielen exogene Prozesse und

klimatische Gegebenheiten neben dem Faktor Zeit eine maßgebliche Rolle (LIEDTKE 2002).

Im Folgenden sollen nun charakteristische Oberflächenformen des Untersuchungsgebiets im

Zusammenhang mit geomorphologisch relevanten Prozessen besprochen werden. Neben

großräumigen Reliefeinheiten werden vereinzelt auch lokale Reliefstrukturen beschrieben.

Angefangen bei der Niederrheinischen Bucht, beschreibt deren Name bereits das Wesentliche:

Sie bettet den Niederrhein in ihrer buchtartig ans Mittelgebirge angrenzenden Form. Dabei

dringt sie keilartig in nordwest-südöstlicher Richtung in das Rheinische Schiefergebirge ein

(vgl. Abb. 1) und weist in nordnordwestlicher Richtung eine Abdachung auf. Im Süden liegt

die Bucht im Bereich der Niederterrasse bei Bonn etwa 60 m über dem Amsterdamer Pegel

(m ü. NN) und hat im Norden bereits ¾ der Höhenmeter bis zur Erosionsbasis zurückgelegt

(KLOSTERMANN 2006b: 18). Dies hängt u. a. mit der Heraushebung des Rheinischen Schiefer-

gebirges zusammen, da im Zuge dessen auch der Süden der NRB mit angehoben wurde

(LIEDTKE und MARCINEK 2002: 452).

Die Ville erfuhr währenddessen einen verstärkten Hebungsimpuls, weshalb sie ein höheres

Nordgefälle besitzt und auch an ihren West- und Osträndern ausgeprägte Reliefunterschiede

aufweist. Der Süden liegt mit einer Höhe von 180 m ü. NN fast doppelt so hoch wie der

Norden. Im Durchschnitt besitzt dieser Höhenzug eine Breite von 5 km und ragt in nord-

westlicher Richtung in die NRB (PFAFFEN 1959–1962: 832 f.).

Die Lokalität Bergheim-Büsdorf befindet sich auf den Ausläufern dieser horstartigen Struktur.

In diesem Gebiet gibt es vielerorts DURCH TAGEBAU VERÄNDERTE FLÄCHEN (VILLE), wodurch

das Relief an diesen Stellen eine intensive Überprägung erfahren hat. Dies zeigt sich z. B. an

der anthropogenen Aufschüttung, die deutlich am südwestlichen Kartenrand von Abb. 6 zu

erkennen ist (RENNERS 1991: 64). Dieser Bereich liegt auf dem obersten Höhenniveau und

hebt sich von der HT ab, die ansonsten die höchste Erhebung darstellt (vgl. Abb. 6). Mit einem

Höhenniveau zwischen 110–120 m ü. NN befindet sich der Bereich der untersuchten Lokalität


auf der HT. Der Fundplatz befindet sich außerhalb der Ortschaft, etwa 1 km südlich des

Ortskerns bzw. 400 m südlich der äußersten Bebauung, und mit einer Höhe von 110 m ü. NN

bereits nahe des Hauptterrassenrands (vgl. Abb. 6). An den Rändern der HT lässt sich anhand

von kleinen (periglazialen) Trockentälern eine rückschreitende Erosion der Mittelterrassen

erkennen (vgl. Abb. 6). Auf tieferem Niveau, nordöstlich und nordwestlich an die HT an-

grenzend, befinden sich die oberen Mittelterrassen (KLOSTERMANN 1992: Tafel 1).

Während im Süden des Untersuchungsgebiets die Höhenunterschiede zwischen den Terrassen-

stufen am größten sind, verringert sich dieser Abstand flussabwärts aufgrund des Nord-Süd-

Gefälles der NRB immer weiter. Dies führt soweit, dass es im Bereich der deutsch-nieder-

ländischen Grenze durch einen Reliefausgleich zu einer Terrassenkreuzung kommt (EITEL und

FELIX-HENNIGSEN 2003: 147).

Die NRB erhielt ihre rezente Form hauptsächlich während des Pleistozäns (ARNOLD et al.

1976). Ein ständiger Wechsel von Kalt- und Warmzeiten führte zu einer radikalen Ver-

änderung und Überprägung der Oberfläche (KLOSTERMANN 1988: 41). Auch tektonische

Bewegungen hatten einen wesentlichen Einfluss. Im Verlauf des Quartärs erfolgte eine An-

hebung des Rheinischen Schiefergebirges um bis zu 130 m. Obgleich die vertikalen Be-

wegungsraten zu Beginn des Pleistozäns noch geringe Ausmaße besaßen, verlagerten sich

dadurch die Hauptstromlinien des Rheins nach Osten in den Bereich seines rezenten Flusslaufs

(LIEDTKE und MARCINEK 2002: 452). Dadurch entwickelte sich ein geradlinigeres Flusssystem

aus dem verzweigten Stromliniennetz (KLOSTERMANN 1988: 57). Während der Elster-Kaltzeit

waren die Vertikalbewegungen am größten (LIEDTKE und MARCINEK 2002: 452). Zu dieser

Zeit entstanden die drei oberen Mittelterrassen, deren Formung in einer ausgeprägten

Terrassentreppe resultierte (KLOSTERMANN 1988: 47; WALTER 2007: 380). Die Ausbildung

der Flussterrassen wurde zudem maßgeblich durch die eiszeitlichen Klimaschwankungen

beeinflusst. Zum einen veränderte sich durch eustatische Meeresspiegelschwankungen das

Höhenniveau der rheinischen Erosionsbasis. Dadurch ergab sich ein variierendes Flussgefälle,

was wiederum zu Änderungen des Abflussverhaltens führte. Dieses wurde weiterhin durch

jahreszeitliche Schwankungen beeinflusst. Zum anderen wechselte der Rhein im Verlauf des

Quartärs mehrmals zwischen einem verzweigten und einem mäandrierenden Flusssystem auf-

grund der eiszeitlichen Oszillationen zwischen Kalt- und Warmzeiten. Aufgrund der genannten

Faktoren ergaben sich Zeiträume mit verstärkter Akkumulation oder Erosion, was letztendlich

in der Entstehung einer Terrassenlandschaft resultierte (KLOSTERMANN 1988: 40 ff.).


Abb. 6: Höhenschichtenkarte der Lokalität Bergheim-Büsdorf (eigene Darstellung nach Kartengrundlage)


Generell lassen sich innerhalb der niederrheinischen Terrassen- und Flusslandschaft die nach-

folgenden Naturraumtypen unterscheiden. Zu nennen sind die HOHEN TERRASSENFLÄCHEN AM

NIEDERRHEIN. Diese zeichnen sich durch überwiegend ebene Hauptterrassen mit angrenzenden

Tälern aus, die oft asymmetrisch und steil sind. Die GEBIETE MIT DÜNNER LÖSSDECKE ÜBER

TERRASSENSCHOTTERN UND MIT STAUNASSEN BÖDEN sind geprägt durch eine verdichtete

Hauptterrasse. Die TERRASSEN MIT NÄHRSTOFFARMEN SANDBÖDEN AM NIEDERRHEIN bestehen aus

stufenförmigen, hauptsächlich ebenen Flächen der Mittel- und Niederterrasse. Sie sind von den

asymmetrischen Tälern steil eingeschnitten und deshalb an den Hängen stark erosions-

gefährdet. Die ebenen Flächen der NIEDERTERRASSEN AM NIEDERRHEIN werden durch

warmzeitliche Rinnen untergliedert und erstrecken sich auf beiden Seiten des Niederrheins

(RENNERS 1991: 62 ff.). Die großen Flusstäler der FLUSSAUEN heben sich augenscheinlich als

eigenständige, geoökologische Raumeinheit von der Umgebung ab. Sie weisen untereinander

wesentliche Gemeinsamkeiten auf, zeichnen sich jedoch aufgrund der Verschiedenartigkeit der

einzelnen Flusstäler durch unterschiedlichste Typen aus (RENNERS 1991: 64).

Wenngleich die östlichen Bereiche der NRB von fluviatiler Akkumulation und Erosion ge-

zeichnet sind, so kam es dort überdies zu einer Reliefveränderung durch äolische Sedimente.

Einen signifikanten Einfluss auf das Relief üben die äolischen Sedimente im westlichen Be-

reich der NRB aus. Dort wurden die fluviatilen Ablagerungen maßgeblich durch den ange-

wehten Löss überprägt (KLOSTERMANN 1992: 10; LIEDTKE und MARCINEK 2002: 451). Bei

Betrachtung der Lössakkumulation zeigt sich, dass dieser vorwiegend in Senken und Nischen

sowie an Gebirgsrändern abgelagert wurde. Aufgrund dessen ist der nördliche Mittelgebirgs-

rand der NRB von sog. LÖSSBÖRDEN gesäumt. Dabei handelt es sich um mächtige, zusammen-

hängende Lössgebiete (KÜSTER 2010: 49). Zudem bietet die buchtartige Form des Unter-

suchungsgebiets ideale Bedingungen, die zur Akkumulation von bis zu 20 m mächtigen Löss-

decken führten. Das kleinmaßstäbige Paläorelief verliert bereits ab einer Lössmächtigkeit von

zwei Metern größtenteils seinen Wirkungsgrad (RENNERS 1991: 62), sodass bereits geringe

Akkumulationen zu einem Reliefausgleich führen. Dies zeigt sich auch in der Umgebung von

Bergheim. Die durchschnittlich 2–3 m hohen Lössauflagen führten in diesem Bereich des

Braunkohleplateaus zur Ausbildung eines flach welligen Reliefs (PFAFFEN 1959–1962: 834).

Im Süden der NRB zeigt sich das Bild einer Terrassenlandschaft, die durch Lössablagerungen

und tektonische Landschaftsformung geprägt wurde. Die Lössauflagen nehmen von Süden

nach Norden ab. Dort finden sich vermehrt Flugsandflächen (KLOSTERMANN 1992: 134). Der

Nordwesten erhielt seine Oberflächenform hingegen hauptsächlich durch fluviatile Prozesse


(LIEDTKE und MARCINEK 2002: 451 ff.). Gleichwohl gibt es im nördlicheren und damit

flacheren Teil der NRB einige landschaftsprägende Höhenzüge, die durch glaziale Prozesse im

Verlauf der vorletzten Kaltzeit entstanden sind. Dabei handelt es sich um sichelförmige

Stauchmoränen, die sich linksrheinisch – und teilweise auch rechtsrheinisch – erstrecken und

noch bis nach Düsseldorf zurückverfolgt werden können (HENNINGSEN und KATZUNG 2011:

147; KLOSTERMANN 2006b: 19; SIEBERTZ 1983: 119 f.). Diese Hügelländer der SAALEZEIT-

LICHEN ENDMORÄNEN sind in der ansonsten recht flachen Tieflandebene sehr auffallend

(RENNERS 1991: 61 ff.).

Das rezente Relief und die charakteristischen Formen der NRB sind hauptsächlich auf glaziale

Einflussfaktoren zurückzuführen. Da es sich um ein vergleichsweise ruhiges Relief handelt

ergeben sich dadurch innerhalb der NRB keine größeren Klimaschwankungen, jedoch soll im

folgenden Kapitel u. a. auf einzelne Unterschiede zwischen den Naturraumtypen eingegangen

werden (RENNERS 1991: 52).

2.4 Klima und Vegetation

Die klassische Klimatologie versteht unter Klima „den mittleren Zustand und gewöhnlichen

Verlauf der Witterung an einem Ort“ (GLASER 2007a: 190). „Als Klimaelemente werden die

physikalisch messbaren Erscheinungen der Atmosphäre wie Temperatur, Luftdruck oder

Niederschlag bezeichnet, während Klimafaktoren das Klima beeinflussende Größen sind, wie

die Erdbahnparameter, Solarstrahlung, aber auch die Höhenlage oder Luv- und Leewirkungen“

(GLASER 2007a: 191). Auf die wichtigsten Klimaelemente und Klimafaktoren soll im Folgen-

den bei der klimatischen Betrachtung des Untersuchungsgebiets eingegangen werden.

Für die erdgeschichtlichen Klimaschwankungen sind die Milankovi -Zyklen maßgeblich ver-

antwortlich. Durch die Präzession – das Pendeln der Erdachse – ergeben sich Klimazyklen mit

einer Länge von 22 ka. Bei dieser Bewegung neigt sich die Achse zudem unterschiedlich stark.

Aus dieser „Schiefe der Ekliptik“ resultiert ein weiterer Zyklus von 41 ka. Der längste Zyklus

dauert 100 ka. Dieser ergibt sich aufgrund von Schwankungen im Erdbahnverlauf, der

Exzentrizität (KLOSTERMANN 1988: 55). Neben diesen genannten Klimaoszillationsfaktoren

gibt es aber noch weitere kosmische und globale Parameter, die einen Einfluss auf das globale

Klimageschehen haben (KLOSTERMANN 2006a: 27 f.; 1988: 55 f.).


2.4.1 Paläoklimatische Ausprägungen

Die Klimaschwankungen der Vergangenheit lassen sich durch verschiedene Methoden

rekonstruieren. Neben der Analyse von Eisbohrkernen und Tiefseesedimenten, werden Pollen-

analysen durchgeführt oder Böden untersucht (KLOSTERMANN 1988: 55 ff.). Mit Hilfe dieser

und anderer Methoden hat die Paläoklimaforschung herausgefunden, dass es vor rund 2,6 Mio.

Jahren zu einer weltweiten Temperaturabsenkung kam. Die Umweltbedingungen wurden

extremer und eine Aridisierung während der Kaltzeiten verringerte die Vegetationsbedeckung

(GAEDE 2006: 37; KLOSTERMANN 2009: 203). Im Rheinland, damals Periglazialgebiet, führte

dies zur Ausbildung von Lösssteppen ohne Baumbewuchs und Sträucher. Lediglich Kräuter,

Gräser und Flechten waren vertreten (BOSINSKI 2008: 221; THISSEN 1994: 15).

Entsprechend der heute bestimmenden Zirkulation waren im Rheinland Westwinde vorherr-

schend. Allerdings wurden während der ariden Kaltzeiten kaum Wolken landeinwärts trans-

portiert. Dadurch kam es tagsüber zu einer unverminderten Einstrahlung, einhergehend mit

einer schnellen Erwärmung. Im Gegenzug folgte nachts jedoch eine rasche Abkühlung, was im

Tagesverlauf zu großen Temperaturschwankungen führte. Überdies gab es zwischen Sommer

und Winter große Temperaturunterschiede (BOSINSKI 2008: 221 ff.).

Im Laufe des Pleistozäns gab es länger andauernde Klimaschwankungen. Aufgrund der Milan-

kovi -Zyklen kam es zur Ausbildung von Glazialen im zyklischen Wechsel mit Interglazialen

(RADTKE und SCHELLMANN 2007: 540 ff.). Die letzte pleistozäne Kaltzeit – das Weichsel-

Glazial – begann vor 110 ka BP (HERGET 2000: 62) und untergliedert sich in ein Früh-, Hoch-

und Spätglazial (HAHN 1972: 65). Im Verlauf dieser Kaltzeit setzten vor 75 ka extreme

Klimaschwankungen ein. Während der folgenden 50 ka oszillierte die Temperatur mit erhöhter

Frequenz, sodass sich Stadiale und Interstadiale in schneller Folge abwechselten. Gründe dafür

werden in Schwankungen des Golfstroms gesehen (KLOSTERMANN 2006a: 36). Für diesen

Zeitraum konnten anhand von Eisbohrkernen die Grönlandinterstadiale5 (GIS) 3–17

nachgewiesen werden (BOSINSKI 2008: 219). Die Jahresmitteltemperaturen lagen während der

Interstadiale im Durchschnitt zwischen 8 °C und 10 °C. Generell waren während dem

Weichsel-Glazial starke jahres- und tageszeitliche Temperaturschwankungen charakteristisch.

Zusätzlich ansteigende Aridität im Verlauf des Hochglazials verstärkte diese kontinentalen

5 Grönländische Eisbohrkerne können als globaler Klimaindikator herangezogen werden, indem das Sauerstoff-

isotopenverhältnis von 18O zu 16O bestimmt wird, wodurch sich Temperaturschwankungen rekonstruieren lassen (HERGET 2000: 62).


Klimaausprägungen. Während Früh- und Spätglazial war hingegen ein feuchtkaltes Klima

vorherrschend (KLOSTERMANN 2006a: 36 f.).

Eines der Interstadiale, die während dem Weichsel-Frühglazial auftraten, stellt das Hengelo-

Interstadial (GIS 12) dar. Als es vor etwa 40 ka durch einen Temperaturanstieg zur Ausbildung

dieser Warmphase kam, erfolgte in Europa eine allmähliche Einwanderung des anatomisch

modernen Menschen (BOSINSKI 2008: 219). Mit dem Denekamp-Interstadial (GIS 8) gab es

um etwa 35 ka cal BC eine weitere Warmphase. Diese fand noch während dem Frühglazial

statt (BOSINSKI 2008: 219 ff.), jedoch endete mit dem Denekamp-Interstadial das Weichsel-

Frühglazial (HAHN 1972: 65). Das sich anschließende Hochglazial war gekennzeichnet durch

langandauernde, aride Stadiale mit geringen Klimaschwankungen. Weiterhin traten in der Zeit

von 30 bis 26 ka BP starke Stürme auf und die Vegetation verringerte sich drastisch (JÖRIS et

al. 2012a). Im Zeitraum zwischen 24 und 22 ka cal BC gab es während dem Weichsel-

Hochglazial ein Kältemaximum (LGM6) (BOSINSKI 2008: 219). Zu dieser Zeit war die Jahres-

mitteltemperatur in der NRB im Durchschnitt geringer als 4 °C und die Monatsmittel-

temperatur des kältesten Monats erreichte Durchschnittswerte von 20 °C (HUIJZER und

VANDENBERGHE 1998: 407 f.). Aufgrund dessen war das Vegetationswachstum nur auf

wenige Wochen im Sommer beschränkt, sodass sich eine Permafrostlandschaft ohne Bewuchs

ausbildete (JÖRIS et al. 2012b: 83; STREET et al. 2012: 88). Auf das LGM folgte das Laugerie-

Interstadial (GIS 2) in der Zeit um 21 ka BC (BOSINSKI 2008: 220). Die kalten klimatischen

Verhältnisse blieben zu dieser Zeit immer noch bestehen, jedoch war eine erhöhte Humidität

kennzeichnend für diesen Zeitabschnitt (JÖRIS et al. 2012b: 87). Diesem Interstadial schloss

sich eine trocken-kalte Klimaphase an. Zu einer mäßigen Temperaturabmilderung kam es

gegen 16 ka cal BC, jedoch wird diese leichte Erwärmung nicht als Interstadial angesprochen

(BOSINSKI 2008: 220). Während der letzten 2,7 ka des Hochglazials bildeten sich allmählich

wieder Grassteppen aus und es zeichnete sich der Beginn einer Baum- und Strauchvegetation

ab (STREET et al. 2012: 89).

Mit dem Einsetzen des Bølling-Interstadials begann vor rund 12,7 ka BC das Spätglazial der

Weichsel-Kaltzeit. Getrennt durch ein kurzes Stadial schloss sich das Allerød-Interstadial an.

Beide Interstadiale bilden zusammen das letzte GIS. Im Vergleich zum vorangehenden

Trockenklima des Hochglazials war das Klima des Spätglazials wesentlich humider. Nach

dieser wärmeren Phase folgte in etwa zeitgleich mit dem Ausbruch des „Laacher See“-Vulkans

6 Last Glacial Maximum


ein längeres Stadial (BOSINSKI 2008: 219 f., 367). Dieses endete vor 9,7 ka cal ± 99 a BC mit

dem Beginn der heutigen Warmzeit – dem Holozän (WALKER et al. 2009).

Nach dem Pleistozän war das Klima zunächst wärmer und gleichzeitig arider. Darauffolgend

zeigten sich humidere Klimaverhältnisse, die mit kühleren Temperaturen einhergingen

(ARNOLD et al. 1976: 29). Trotz mehrerer Schwankungen stieg die Temperaturkurve während

des Holozäns zunächst kontinuierlich an. Im Verlauf der letzten 6 ka ist jedoch wieder ein

leichter Temperaturrückgang zu verzeichnen gewesen (HERGET 2000: 63).

Besonders für die jüngere Klimavergangenheit gibt es mittlerweile hochauflösende Klima-

rekonstruktionen durch kontinuierliche Fortschritte in der Paläoklimaforschung (HERGET

2000: 63). Wichtig ist in diesem Zusammenhang die Aufzeichnung und Erforschung des

rezenten Klimas, um Vergleichswerte zu erhalten. Folgend soll deshalb auf aktuelle

Klimaverhältnisse in der NRB eingegangen werden.

2.4.2 Rezente Klimaverhältnisse

Das Untersuchungsgebiet liegt im „Bereich des gemäßigt humiden Klimas mit milden Wintern

und mäßig warmen Sommern“ (BLUME et al. 2011: 73). Im Durchschnitt beträgt die Jahres-

niederschlagsmenge in der NRB 600–750 mm und die Jahrmitteltemperatur liegt bei 9 °C.

Dabei handelt es sich um vegetationsklimatischen Gunstraum (HEIDE 1988: 73).

Die höchsten Mittelwerte im Jahresgang der Niederschlagsverteilung werden im Sommer von

Juni bis August erreicht. Für Februar können im Durchschnitt die größten Monatshöchstwerte

verzeichnet werden. Die Niederschläge überschreiten für diesen Monat oftmals 300 mm. Die

räumliche Niederschlagsverteilung in der NRB ergibt sich aufgrund der vorherrschenden

(Süd-)Westwinde im Zusammenspiel mit den Höhenlagen der Mittelgebirge und dem Relief

im Untersuchungsgebiet (SCHIRMER 1976: 7 ff.). In den Bereichen, die an die Mittelgebirge

angrenzen, sind aufgrund der Höhen- bzw. Luv-Lage die höchsten Niederschläge im

Untersuchungsgebiet zu verzeichnen. Die Werte schwanken dort zwischen 800 und 1000 mm.

An den (Nord-)Osthängen und in den Tälern im Südwesten der NRB sind die Niederschläge

wegen der vorgeschalteten Mittelgebirgshöhenzüge vermindert. Aufgrund dieser Lee-Lage

von Jülicher und Zülpicher Börde liegen die Jahresniederschläge für den Südwesten zwischen

600 und 800 mm. Im zentralen Bereich zwischen Jülicher und Zülpicher Börde werden mit

Werten zwischen 500 und 600 mm die geringsten Jahresniederschläge gemessen. Am Rand


der Mittelgebirge und im Südwesten der NRB gibt es fünf Monate mit einer Monatsmittel-

temperatur 10 °C. Im Unterschied dazu gibt es im Gebiet der Tieflandebene von Rhein und

Maas als auch im Bereich der rheinischen Flussauen und Niederterrassen in der NRB sechs

Monate mit einer Monatsmitteltemperatur 10 °C, was die Vegetationsperiode begünstigt. Die

jährlichen Niederschläge liegen für diese Regionen im Durchschnitt zwischen 600 und

800 mm (Westermann et al. GmbH 2008: 52).

Um die übergeordneten klimatischen Ausprägungen zu spezifizieren, werden nun die Natur-

raumtypen der NRB nochmals genauer angesprochen. Die NIEDERTERRASSEN AM NIEDERRHEIN

besitzen eine Vegetationsperiode von 250 bis 260 Tagen und Jahresniederschläge von 650 bis

750 mm. Der Mittelwert der Temperatur beträgt für Januar 1,5–2 °C, für Juli 17,5–18 °C und

über das Jahr betrachtet 9,5 °C. Im Vergleich dazu besitzen die FLUSSAUEN in vielen Fällen ein

milderes und wesentlich trockeneres Klima (RENNERS 1991: 63 f.). Diese beiden Naturraum-

typen besitzen im langjährigen Mittel die höchsten Temperaturen der NRB (Westermann et al.

GmbH 2008: 53).

Die TERRASSEN MIT NÄHRSTOFFARMEN SANDBÖDEN AM NIEDERRHEIN der sandbedeckten Mittel-

und Hauptterrassen besitzen mit einer Vegetationsperiode von 250 Tagen und einer Jahres-

mitteltemperatur von 9,5 °C ein mildes Klima. Ferner beträgt die Monatsmitteltemperatur des

Januars 2 °C und die des Julis 17,5 °C. Die jährliche Niederschlagsmenge schwankt für diesen

Naturraumtyp zwischen 650 und 750 mm (RENNERS 1991: 63). Ebenso verhält es sich bei den

HOHEN TERRASSENFLÄCHEN AM NIEDERRHEIN, die zu den Hauptterrassen zählen. Sie besitzen

mit 9 °C lediglich eine um 0,5 K verringerte Jahresmitteltemperatur (RENNERS 1991: 62).

Zu den GEBIETEN MIT DÜNNER LÖSSDECKE ÜBER HAUPTTERRASSENSCHOTTER UND MIT STAU-

NASSEN BÖDEN zählt die bereits erwähnte Ville. Diese Gebiete zeichnen sich durch ein äußerst

mildes Klima aus, was sich an der Vegetationszeit zeigt. Diese beträgt 240 bis 250 Tage. Die

Niederschlagsverhältnisse sind relativ trocken. Über das Jahr verteilt fallen durchschnittlich

600–700 mm Niederschlag. Die gemittelte Jahrestemperatur beträgt im Durchschnitt 9 °C und

die gemittelten Monatswerte betragen für den Januar ca. 1–2 °C und liegen im Juli zwischen

17 und 17,5 °C (RENNERS 1991: 63).

Das Klima der DURCH TAGEBAU VERÄNDERTEN FLÄCHEN (VILLE) ist recht begünstigt. Über das

Jahr betrachtet liegt die Mitteltemperatur bei 9 °C und die gemittelte Monatstemperatur beträgt

im Januar 1,5 °C und im Juli 17 °C. Weiterhin werden im Bereich der Ville zwischen 600 und

700 mm pro Jahr gemessen. Die Vegetationszeit beträgt für diese Region 240 Tage (RENNERS

1991: 65). Unterschiede von kleinräumigen Geländeklimata zeigen sich deutlich im Bereich


der Ville, die die NRB in einen östlichen und westlichen Teil trennt. Das Niveau dieses

Höhenzuges ist ausreichend hoch, um an der Westseite einen Wolkenstau zu erwirken. Im Be-

reich der Westabdachung liegen die Jahresniederschläge mit rund 660 mm teilweise um mehr

als 100 mm höher als in der westlich davon gelegenen Bördenlandschaft. Die Temperaturen

liegen am westlichen Rand der Ville wegen der dort vorherrschenden Westwinde bis zu 1 K

unter den Werten in der Kölner Bucht. Die Vegetationszeit reduziert sich auf der Hochfläche

aufgrund der Temperaturen und der verstärkten Exposition um 10–15 Tage pro Jahr. Im

Gegensatz dazu besitzen die Osthänge der Ville das günstigste Vegetationsklima des Unter-

suchngsgebiets. Dies ist u. a. auf die geringe Exposition und die geschützte Lage in der Kölner

Bucht zurückzuführen. Wesentlich ist die Ostexposition, wodurch sich im Zusammenspiel mit

den Westwinden ein mildes Klima in Lee-Lage ausbildet (PFAFFEN 1959–1962: 832 f.).

Die SAALEZEITLICHEN ENDMORÄNEN stellen in der ansonsten recht flachen Tieflandebene eine

Erhebung dar. Dieser Aspekt macht sich vor allem klimatisch aufgrund der stärkeren Exposi-

tion bemerkbar. Dies zeigt sich daran, dass die Vegetationsperiode nur 220 Tage andauert und

die Jahresmitteltemperatur mit circa 8 °C im Vergleich zu den anderen geoökologischen

Raumeinheiten der NRB am niedrigsten liegt. Auch die Monatsmitteltemperaturen im Januar

und Juli von 0,5 bis +0,5 °C bzw. 16 bis 17 °C spiegeln dies wider. Über das Jahr verteilt

werden aufgrund des aufragenden Reliefs zudem Niederschläge von 700 bis 780 mm erreicht

(RENNERS 1991: 61). Während der Saale-Kaltzeit gab es an diesen Gletschereis-Randlagen

hohe Luftdruckunterschiede, die zu starken Staubstürmen führten. Dadurch erfolgte im

Gletschervorfeld eine Auswehung äolischer Sedimente (KLOSTERMANN 2006c: 43). Während

die sandigeren Korngrößen in der näheren Umgebung der Ausblasungsareale wieder ab-

gelagert wurden, waren die Lössverwehungen weitreichender (ARNOLD et al. 1976).

Im Kontrast zum vorherigen Naturraumtyp stehen die LÖSSBÖRDEN. Für sie zählt die Vege-

tationsperiode 235 Tage und generell handelt es sich um ein mildes und größtenteils trockenes

Klima, da die jährlichen Niederschläge 600–800 mm betragen und die Jahresmitteltemperatur

bei 9 °C liegt. Die Monatsmitteltemperatur beträgt im Januar 0–1 °C und im Juli 17 °C. Diese

klimatischen Aspekte hängen vor allem mit der Mittelgebirgsrandlage zusammen. Durch die

geringe Exposition besitzt diese geoökologische Einheit eine windgeschützte Lage, die sich

positiv auf das Klima auswirkt. Als verstärkender Faktor wirkt sich in diesem Zusammenhang

zudem eine dichte Besiedlung aus (RENNERS 1991: 62), denn der Mensch wirkt auch in

klimatischer Hinsicht als Geofaktor (KLOSTERMANN 1988: 56).


Bei einer kleinräumigen Klimabetrachtung im Untersuchungsgebiet zeigt sich ein Unterschied

von städtischem Klima im Vergleich zur ländlichen Umgebung. Generell sind in den Städten

die Durchschnittstemperaturen bis zu 2 K höher. Die maritimen Tieflandebenen und die

Kölner Bucht besitzen um bis zu 1,5 K erhöhte Temperaturen im Vergleich zu den

Durchschnittswerten der NRB. Dies erklärt warum in Köln mit 39 °C der höchste Temperatur-

wert im Untersuchungsgebiet gemessen wurde (SCHIRMER 1976: 5 ff.). Im Allgemeinen sind

die Durchschnittstemperaturen in NRW im Zeitraum zwischen 1955 und 2005 um 0,8–1,5 K

angestiegen. Dieser Anstieg liegt für den angegebenen Zeitraum über der durchschnittlichen

Erderwärmung von 0,4 bis 0,8 K, deren schneller Temperaturanstieg oftmals auf anthropogene

Faktoren zurückgeführt wird (KALKUHL und FALK 2005: 14).

Bei abschließender Betrachtung der klimatischen Verhältnisse der NRB fällt auf, dass es einige

markante Unterschiede hinsichtlich des Mesoklimas gibt, die im Zusammenhang mit den

eingangs erwähnten Klimafaktoren stehen. Neben dem rezenten Klima wurde auch das Klima

der Vergangenheit maßgeblich von diversen Klimafaktoren unterschiedlich (stark) beeinflusst.

Durch diese paläoklimatischen Ausprägungen und Veränderungen lassen sich kleinräumige

Unterschiede rekonstruieren.

2.5 Böden

Durch die Untersuchung von Böden lassen sich dreidimensionale Informationen zu vergangen-

en Prozessen gewinnen, da sich aufgrund von bodenbildenden Faktoren im Laufe der Zeit

charakteristische Bodenmerkmale ausgebildet haben. Je nach Ausprägung können dadurch

markante Zeitabschnitte der Vergangenheit mit 100- bis 1000-jähriger Auflösung aufgezeigt

werden (VEIT 2007: 560).

2.5.1 Faktoren und Prozesse der Bodenbildung

Bei der Bodenbildung – auch Pedogenese genannt – spielt der zeitliche Aspekt eine maßgeb-

liche Rolle. Das Alter eines Bodens kann jedoch nicht zweifelsfrei anhand seines Entwick-

lungsstadiums ermittelt werden, da die Ausbildung eines Bodens mit einer hohen Komplexität

einhergeht. Zum einen laufen die bodenbildenden Prozesse mit unterschiedlichen Geschwin-

digkeiten und variierenden Intensitäten ab. Zum anderen sind an der Pedogenese verschiedene

Faktoren beteiligt, die sich aufgrund einer vielschichtigen Vernetzung gegenseitig beeinflussen

können. Zu diesen Bodenbildungsfaktoren werden Klima, Gestein, Relief, Bodenwasser und


Edaphon7 gezählt. Auch hier bringt sich der Mensch als zusätzlicher Faktor mit ein. Im

Zusammenspiel mit dem zeitlichen Faktor resultiert daraus ein komplexes Spektrum an

Variationsmöglichkeiten hinsichtlich der Bodenbildung (BLUM 2012: 81 ff.).

Wie der Faktor Zeit, kann sich das menschliche Handeln auf alle pedogenetischen Faktoren

auswirken. Durch aktives Eingreifen oder passive Handlungsweisen können sich Geschwin-

digkeit und Intensität der pedogenetische Prozesse ändern – oder die Prozesse selbst (BLUM

2012: 86 f.). Oft gehen die anthropogenen Eingriffe mit einer Bodendegradation einher (EITEL

2006: 18). So kommt es beispielsweise seit dem Neolithikum durch erosive Hangprozesse

vielfach zur Verlagerung von humosen Oberböden, die in Senken als sog. Kolluvien wieder

abgelagert werden (BLUM 2012: 109; KOSCHIK 2003: 201). Weiterhin ist der Mensch oftmals

für Nährstoffverluste im Boden verantwortlich, die sich beispielsweise durch großflächige Ro-

dungen ergeben (BLUM 2012: 86 f.; EITEL 2006: 18 f.). Diese Art von Landschaftsveränderung

steht im Zusammenhang mit regionalen Kleinklimavariationen. Die Vegetation ist einerseits an

das Klima gekoppelt und beeinflusst ihrerseits klimatische Vorgänge (BLUM 2012: 86).

Hinsichtlich der klimatisch induzierten Pedogeneseprozesse spielen, neben der Temperatur,

dem Niederschlag und der Verdunstung, die tages- und jahreszeitlichen Klimaschwankung

eine wichtige Rolle (EITEL 2006: 15). Lokalklimatische Niederschlagverteilungen werden

durch die Höhenlage des Reliefs mit beeinflusst (BLUM 2012: 85 f.; GLASER 2010: 118).

Überdies führt die Inklination zusammen mit der Exposition und der jahreszeitlich sowie

terrestrisch variierenden Sonneneinstrahlung zu unterschiedlichen Bodentemperaturen und

Verdunstungsraten.

Darüber hinaus beeinflusst das Relief die Pedogenese durch gravitative Vorgänge, wodurch es

zu natürlichen Erosions- und Ablagerungsprozessen kommt (EITEL 2006: 16). Dabei intensi-

vieren sich die Erosionsraten besonders durch vermehrten Oberflächenwasserabfluss. Dieser

verstärkt sich bei einer hohen Niederschlagsintensität, Bodenverdichtung und Bodenwasser-

sättigung (GLASER 2010: 121).

Ferner kommt es innerhalb des Bodens vor allem durch Sickerwasser zur Verlagerung von

Bodenteilchen und Mineralstoffen. Diese Translokation erfolgt in Perkolationsrichtung des

Sickerwassers und ist im Normalfall, entsprechend der Schwerkraft, vertikal nach unten

gerichtet. Kommt es durch eine Geländeneigung oder durch eine Bodenverdichtung zur

7 Fauna und Flora des Bodens (GLASER 2010: 118)


Ausbildung eines Interflows8, führt dies zu einer lateralen Verfrachtung (GLASER 2010: 121).

Durch Lösungs- und Kohlensäureverwitterung erfolgt im Zuge der Perkolation ein Ab-

transport von basenbildenden (Erd-)Alkali-Ionen (Na+, Mg2+, K+, Ca2+) entsprechend ihrer

Löslichkeit (BLUM 2012: 89; GLASER 2010: 123; KLOHN und WINDHORST 2006: 7). Dies führt

zu einer allmählichen Bodenversauerung, wodurch mit Erreichen eines sauren pH-Werts

weitere Verwitterungsprozesse auslöst werden. Zum einen bilden sich durch die einsetzende

Mineral- bzw. Silikatverwitterung Tonminerale aus, was mit einer Verlehmung des Bodens

einhergeht. Zum anderen führt eine Oxidation und Hydrolyse von eisen- und manganhaltigen

Mineralen zu einer Bodenverbraunung9 (EITEL 2006: 24; GLASER 2010: 122). Beispielsweise

ruft Goethit10 im Boden eine Braunfärbung hervor, während Hämatit11 zur Rotfärbung führt

(EITEL 2006: 24). Neben diesen Prozessen der Transformation kommt es mit fortschreitender

Pedogenese durch Tonmineralverlagerungen zu verstärkter Horizontdifferenzierung. Im

Liegenden bildet sich durch diese Lessivierung ein tonangereicherter B-Horizont12 (Bt) und

im Hangenden ein lessivierter, also tonverarmter A-Horizont13 (Al) (EITEL 2007a: 389). Die

Lösungs- oder Sedimentfracht wird durch das Versiegen des Sickerwasserstroms bei zu

geringer Niederschlagsbilanz vor Erreichen des Grundwasserhorizonts abgesetzt. Dadurch

können sich die Porenräume verengen, was folgend ein Grund für die Ausbildung eines

solchen Anreicherungshorizonts sein kann. Überdies steigt mit zunehmender Verlagerungstiefe

die Kalzium-Konzentration wieder an, was die Anlagerung der Tonteilchen erleichtert

(GLASER 2010: 124).

Neben der Lessivierung kommt es zu einer Translokation von Eisen (Fe) und Mangan (Mn).

Wie die Tonverlagerung, die überwiegend im pH-Bereich zwischen 4,5 und 6,5 stattfindet,

sind diese Verlagerungsprozesse ebenfalls an den pH-Wert gebunden (GLASER 2010: 123).

Während im leicht sauren Bereich bereits Mn2+-Ionen verlagert werden, beginnt eine all-

mähliche Translokation von Fe3+-Ionen ab pH 5. Die Eisenverlagerung erfolgt bei höherem

pH-Wert lediglich in Form von Kolloiden und metallorganischen Chelatkomplexen (BARSCH

und BILLWITZ 1990: 125; BLUM 2012: 91).

8 hangparalleler Abfluss des Sickerwassers innerhalb der Bodenschichten (EITEL 2006: 17) 9 Die Verbraunung eines Bodens korreliert mit dem Klima (MÜCKENHAUSEN 1977: 88). 10 Eisenhydroxid: -FeOOH (EITEL 2006: 24) 11 Eisenoxid: -Fe2O3 (EITEL 2006: 24) 12 Ein B-Horizont ist ein Unterbodenhorizont terrestrischer, sprich mineralischer Art. Das bedeutet dieser Horizont

besitzt weniger als 30 Massenprozente an organischer Substanz (EITEL 2006: 37) 13 terrestrischer Oberbodenhorizont (EITEL 2006: 37)


Bei einer hohen Wassersättigung oder schlechten Durchlüftung des Bodens finden aufgrund

der Sauerstoffarmut überwiegend reduktive Prozesse statt. Aus diesem Grund kommt es in

lehmigen Böden oftmals zur Ausbildung von Fe- und Mn-Flecken. Ist ausreichend Sauerstoff

(O2) vorhanden, führt dies tendenziell zur Ausbildung von Konkretionen. Generell entsteht bei

einer guten Bodendurchlüftung durch die gebildeten Oxide und Hydroxide eine homogene

Braunfärbung (GLASER 2010: 122 ff.).

Neben einer pH-Abhängigkeit spielt die Wassersättigung des Bodens eine Rolle bei der che-

mischen Bodenverwitterung. Darüber hinaus intensivieren sich die chemischen Verwitterungs-

prozesse bei steigender Temperatur (EITEL 2006: 23). Generell lässt sich sagen, dass bei einer

intensiven und langandauernden Verwitterung viele neue Minerale gebildet werden. Dabei

entstehen Tonminerale, Hydroxide und Oxide hauptsächlich aus Mineralen, die tendenziell

leichter verwittern. Dies führt dazu, dass sich die verbleibende Schluff- und Sandfraktion

vorwiegend aus stabileren Mineralen zusammensetzt. Die Bodenart, sprich die Zusammen-

setzung eines Bodens aus den unterschiedlichen Korngrößen Sand, Schluff und Ton, wird

maßgeblich von physikalischen Verwitterungsprozessen und allgemeinen Transportvorgängen

mit beeinflusst (EITEL 2006: 16).

Für die Permeabilität im Boden ist im Wesentlichen die Korngrößenzusammensetzung verant-

wortlich. In sandigen Böden ist die Sauerstoffzufuhr und die Perkolation im Gegensatz zu

tonigen Böden erhöht (BLUM 2012: 82), das Wasserhaltevermögen jedoch geringer. Fein-

körnige Tonpartikel besitzen eine wesentlich größere spezifische Oberfläche als Sandkörner

und daher ein höheres Adsorptionsvermögen. Folglich können tonreiche Böden mehr Wasser

speichern als sandige Bodensubstrate. Gleichzeitig wird durch einen hohen Tongehalt der

Totwasseranteil erhöht, also der nicht-pflanzenverfügbare Anteil des Haftwassers (GLASER

2010: 121 f.). Darüber hinaus sind tonreiche Böden schlecht durchwurzelbar (KLOHN und

WINDHORST 2006: 10).

Die Pflanzen an der Bodenoberfläche schützen den Boden vor Erosion und anderen Einflüssen

(EITEL 2006: 18). Die Flora und Fauna im Boden zeigen sich durch Remineralisierung ver-

antwortlich für den Abbau von organischer Bodensubstanz. Ferner bilden sich durch edaphone

Umbauprozesse im Zuge der Humifizierung komplexe Huminstoffe aus (EITEL 2006: 31). Die

Bioturbation der Bodenfauna führt zu einer Strukturverbesserung und Auflockerung des

Bodens. Überdies kommt es zur Ausbildung eines biogenen Gefüges, woran Regenwürmer

maßgeblich beteiligt sind (EITEL 2006: 18; GLASER 2010: 125). Die Vegetation leistet zudem

in Spalten und Klüften von Festgesteinen einen Beitrag zur physikalischen Verwitterung, da


sich diese durch den Druck von Pflanzenwurzeln vergrößern können (FAUST und KLEBER

2007: 279).

Bei der physikalischen Verwitterung zeigt sich ferner eine Temperaturabhängigkeit. In diesem

Zusammenhang sind vor allem Temperaturschwankungen ausschlaggebend. Im überwiegen-

den Maße sind Druckschwankungen für die physikalische Verwitterung des Fest- und Locker-

gesteins verantwortlich. Diese entstehen in den meisten Fällen durch Kristallisationsphäno-

mene, wie Frost-, Salz- oder Karbonatsprengung (EITEL 2006: 21).

Weiterhin hängt die Gesteinsverwitterung von dem Mineralchemismus und der Gesteins-

beschaffenheit ab. Die Porosität und Klüftigkeit von Festgesteinen sowie die Korngröße und

das Bodengefüge von Lockergesteinen sind im Zusammenhang mit der chemischen Struktur

wesentliche Parameter für die Art und Intensität der Verwitterung (EITEL 2006: 15 f.; BLUM

2012: 82). Pedogenetisch veränderte Böden besitzen meist noch viele charakteristische Eigen-

schaften des Ausgangssubstrats, aus dem sie entstanden sind (BLUM 2012: 81). Dies zeigt sich

z. B. an der Bodenfarbe (GLASER 2010: 118). Mit fortschreitender Pedogenese nimmt die

Ähnlichkeit von Gestein und Boden dann allmählich ab. Zu betonen ist an dieser Stelle, dass

ein Boden jedoch nicht zwangsläufig aus dem anstehenden Gestein entstanden sein muss

(BLUM 2012: 81). Beispielsweise können äolische Akkumulationen anstehendes Lockergestein

überlagern. So ändert sich mit einem Wechsel der Sedimentationsbedingungen die litho-

logische Grundlage der Bodenbildung (EITEL 2006: 16; BLUM 2012: 81). Daher ist für eine

pedogenetische Interpretation die Betrachtung von Sedimentationsvorgängen relevant.

2.5.2 Bodenbetrachtung der Lokalität Bergheim-Büsdorf

Durch eine Änderung des rheinischen Abflussverhaltens und aufgrund einer ostwärtigen Ver-

lagerung der Hauptstromlinien endete die fluviatile Ablagerung im Bereich der Ville allmäh-

lich gegen Ende der Hauptterrassenzeit (vgl. S. 19, 24). Danach erfolgte eine Sedimentation

auf äolischem Weg. Dass sich die Sedimentationsbedingungen geändert hatten, zeigt sich im

Bereich der Fundstellenumgebung von Bergheim-Büsdorf an einer Überlagerung der kiesig-

sandigen Terrassenschotter durch schluffige Windablagerungen (vgl. Abb. 7).

Laut dem Geologischen Dienst (GD) NRW (2006) bestehen die Sedimente der jüngeren

Hauptterrassen (vgl. Abb. 4) aus grauem Fein- und Mittelkies in Wechsellagerung mit

gelb- bis rotbraunem Mittel- und Grobsand mit Einschaltungen von Steinlagen (vgl. Abb. 7).

Diese Beschreibung deckt sich weitestgehend mit der Charakterisierung der jHT 3 nach


KLOSTERMANN (1992: 55 f.), der zufolge die Ablagerungen der jHT 3 aus Fein- und Mittel-

kiesen wechsellagernd mit Sanden und eingeschalteten Grobkiesen bestehen. Oftmals besitzen

die Sedimente eine (rot-)braune Farbe. Die Ablagerungen weisen überwiegend eine schräge

Schichtung auf und führen typischerweise Sedimentbänke aus graugrünem oder rotbraunem

Ton, Schluff oder Feinsand (KLOSTERMANN 1992: 55 f.). In den Sedimenten der Haupt-

terrassen finden sich oftmals periglaziale Gepräge, wie (Pseudo-)Kryoturbationen und Eiskeil-

pseudomorphosen, die durch eine glaziale Überprägung entstanden sind. Diese eiszeitlichen

Formen zeigen sich an vielen Stellen im Bereich der jHT 3 (KLOSTERMANN 1992: 56 ff.; 1988:

48). Auf der Ville ist diese jHT am Top durch Rillen geprägt, innerhalb derer Schluff und

Feinsand akkumulierte. In den Ablagerungen der Vertiefungen bildeten sich nachfolgend

(Pseudo-)Gleye aus (KLOSTERMANN 1992: 56). An der Obergrenze der jHT 3 kam es überdies

ebenfalls zu einer Bodenbildung. Dies zeigt sich anhand von Oxidationsprozessen, im Zuge

derer die anstehenden Sande und Kiese durch Anlagerung von Fe- und Mn-Oxiden intensiv

rotbraun gefärbt und verkittet wurden (KLOSTERMANN 1992: 56; SCHNÜTGEN et al. 1975: 70).

Laut SCHNÜTGEN et al. (1975: 84) wird dieser Boden mit dem zweiten Interglazial des Cromer-

Komplexes korreliert. Die jHT 3 und jHT 2 im Liegenden sind beide revers magnetisiert und

gehören der sog. Matuyama-Epoche an. Die Bodenbildung der jHT 3 ist jedoch normal

magnetisiert und gehört somit zur sog. Brunhes-Epoche (SCHNÜTGEN et al. 1975: 84 f.). Die

geochronologische Einordnung dieses Bodens entspricht demnach der Matuyama-Brunhes-

Grenze, die auf ein Alter von 0,781 Mio. Jahre datiert wird (ICS 2013b).

Bei den schräg geschichteten Sedimenten der jHT 2 handelt es sich um Grobkiese, die mit

gelbroten Sanden wechsellagern. Die Kiese an der Basis sind stark verlehmt, während im

Bereich der oberen Diskordanz vermehrt Eisen- und Mangan-Oxide gebildet wurden, was für

eine atmosphärische Exposition spricht (BOENIGK 1978: 149; KLOSTERMANN 1992: 53 f.).

Die äolischen Sedimente im Umkreis von Bergheim-Büsdorf bestehen aus schwach tonigen

und schwach feinsandigen Schluffen von einer grau-, gelb- bis rotbraunen Farbe (vgl. Abb. 7).

Bei dem überwiegenden Teil dieser Lösse (vgl. Abb. 4) kam es durch pedogene Prozesse

allmählich zu einer oberflächennahen Entkalkung. Stellenweise wurden die Sedimente um-

gelagert, wodurch diese einen geringen Grusanteil erhielten (GD NRW 2006). Ferner zeigt

sich bei Betrachtung von Abb. 7, dass die Terrassensedimente stellenweise wieder ober-

flächennah anstehen. An diesen Stellen erfolgte eine Erosion der äolischen Sedimente, die

während des Weichsel-Glazial dort flächendeckend akkumuliert wurden (vgl. S. 26)

(KLOSTERMANN 1992: 156).


Abb. 7: Bodensubstratkarte der Lokalität Bergheim-Büsdorf (eigene Darstellung nach Kartengrundlage)


Während des Holozäns kam es nordöstlich von Büsdorf durch fluviatile Prozesse (vgl. Abb. 4

und Abb. 5) zur Ablagerung von grau bis graubraunen Bachsedimenten. Dabei handelt es sich

überwiegend um tonig-sandigen Schluff bzw. schluffig-kiesigen Sand. Vereinzelt bestehen die

Ablagerungen aus sandigem Kies (vgl. Abb. 7). Bei dem anthropogenen Forstkies im Süden

von Oberaußem handelt es sich um eine Mischung aus Löss, Sand und Kies, der von

Schlacken, Aschen und lehmigem Kies unterlagert wird (vgl. Abb. 7) (GD NRW 2006).

Neben dem Bodensubstrat ist ferner die Gesamtheit der Bodenbildungsmerkmale ausschlag-

gebend für die Beurteilung eines Bodens. Die damit einhergehende Komplexität von pedo-

genetischen Zusammenhängen kann durch eine Systematisierung vereinfacht werden. Die

deutsche Bodensystematik klassifiziert die Böden anhand der Bodenbildungsfaktoren und der

damit einhergehenden pedogenetischen Prozesse (EITEL 2006: 36). Charakteristische Boden-

merkmale in Bodenhorizonten und typische Horizontabfolgen dienen der Einteilung in Boden-

typen, um Böden untereinander besser vergleichbar zu machen (EITEL 2006: 36).

Aus einem Bodentyp können sich mit der Zeit weitere Bodentypen entwickeln. Verändern sich

die anderen bodenbildenden Faktoren während dieser Zeit nicht, wird diese zeitliche Abfolge

von Bodentypen als Chronosequenz bezeichnet (BLUM 2012: 99). Im Verlauf einer Boden-

entwicklung kommt es aber oftmals zu vielfältigen Veränderungen der Bodenbildungs-

faktoren. Dies führt zur Ausbildung von polygenetischen Böden – auch bedingt durch das

Zusammenwirken der bodenbildenden Faktoren (GLASER 2010: 119). Ferner gibt es das

Phänomen einer reliefbasierten Sequenz (BLUM 2012: 99). Tritt bei einer kleinräumigen

Reliefeinheit eine charakteristische Abfolge von Bodentypen auf, die andernorts in gleicher

Weise beobachtet werden kann, handelt es sich dabei um eine Catena (GLASER 2010: 126).

Eine reliefbedingte Bodenabfolge findet sich auch in der Fundstellenumgebung von Bergheim-

Büsdorf. Die Entstehung einer solchen Catena ist häufig auf anthropogene Erosionsprozesse

zurückzuführen. Besonders Gebiete mit hohem Lössvorkommen werden intensiv ackerbaulich

genutzt. Vor allem nach Rodungen und während der vegetationslosen Zeit nach der Ernte

kommt es zu einem vermehrten Bodenabtrag. Wie sich zeigte wird die Fundstellenumgebung

überwiegend von Lössen bedeckt (vgl. Abb. 4). Über diesem kalkhaltigen, permeablen Boden-

substrat bilden sich vorzugsweise Parabraunerden aus (EITEL 2006: 90 f.).


Abb. 8: Karte der Bodentypen der Lokalität Bergheim-Büsdorf (eigene Darstellung nach Kartengrundlage)


Dies zeigt sich auch anhand von Abb. 8 für Bergheim-Büsdorf und Umgebung. Das boden-

typologische Landschaftsbild wird dort dominiert von Parabraunerden. Diese finden sich

hauptsächlich auf den ebenen Terrassenflächen. An den Hängen überwiegen Pararendzina, da

sich dieser Bodentyp oftmals durch erosive Prozesse aus Parabraunerden entwickelt. Ver-

einzelt treten in Hanglage Braunerden in Erscheinung. Ferner kam es in den Erosionsrinnen

der periglazialen Hangdellen zur Akkumulation von Kolluvien.

Das wesentliche Merkmal einer Parabraunerde besteht in einer Tonmineralverlagerung aus

dem Ober- in den Unterboden. Parabraunerden bilden sich bevorzugt aus silikat- und kalk-

reichen Ausgangssubstraten mit einem schwach sauren pH-Wert und einer teilweisen Ent-

kalkung (MÜCKENHAUSEN 1977: 94 f.). Daher ist der Anteil an Basen14 bei diesem Bodentyp

meist recht gut und manchmal nur mittelmäßig ausgeprägt (MAAS und MÜCKENHAUSEN 1971:

21 f.). Generell lässt sich sagen, dass die Parabraunerden einen vorwiegend substratabhängigen

Bodenchemismus aufweisen. Neben der Tonverlagerung kommt es u. a. zu einer Verfrachtung

von farbgebenden Fe-Molekülen, sodass sich im Oberboden ein Eluvialhorizont von hellerer

Farbe ausbildet (MÜCKENHAUSEN 1977: 94 ff.). Die angesprochenen Verlagerungsprozesse

führen innerhalb des Bodenprofils zu einer Differenzierung. Während die hangenden Bereiche

tendenziell eher eine (fein-)sandige als eine lehmige Textur aufweisen, verhält es sich für die

liegenden Bereiche genau andersherum (MAAS und MÜCKENHAUSEN 1971: 6). Die mächtigen,

zusammenhängenden Lössablagerungen in der NRB bestehen allerdings eher aus grob-

schluffigem Lehm. Die Oberböden besitzen daher häufig einen hohen Grobschluffanteil. Auf-

grund dessen neigen diese im trockenen Zustand zu Krustenbildung und zerfließen bei hoher

Wassersättigung leicht (MAAS und MÜCKENHAUSEN 1971: 6).

Auch im Untergrund kann es zu lateralen Verlagerungen kommen. Werden im Bereich des

Unterbodens vermehrt Tonminerale angelagert nimmt die Permeabilität allmählich ab, was

folgend zu einem Interflow führen kann (MAAS und MÜCKENHAUSEN 1971: 6;

MÜCKENHAUSEN 1977: 96). Vor allem bei sandigeren Bodensubstraten führt dies oftmals zur

Ausbildung eines gebänderten Unterbodenhorizonts mit Tonanreicherung (Bbt) anstelle eines

Bt-Horizonts. Dieser Subtyp der Parabraunerde wird als Bänderparabraunerde bezeichnet

(EITEL 2006: 83). Innerhalb der tonangereicherten Bänder zeigt sich bei makroskopischer

Betrachtung ein Bröckelgefüge und ein für Sandböden typisches Einzelkorngefüge. Das

Mikrogefüge kann als Kitt- bzw. Hüllengefüge beschrieben werden (MÜCKENHAUSEN 1977:

96). Die Bereiche dazwischen weisen neben einem geringeren Tongehalt zudem eine braunere

14 Oftmals liegt die Basensättigung über 50 % (EITEL 2006: 83).


Farbe als die tonreichen Bänder auf (EITEL 2006: 94). Durch die vermehrte Bildung von

Toncutanen im Unterbodenhorizont, kann sich mit fortschreitender Bodenverdichtung all-

mählich ein wasserstauender Horizont ausbilden. Unter anderem kann dies zur Genese einer

pseudovergleyten Parabraunerde mit heruntergesetzter Permeabilität führen (MÜCKENHAUSEN

1977: 97).

Ferner gibt es noch weitere klimatisch bedingte Variationen von Parabraunerden. Stellt sich

kleinräumig ein wärmeres Klima ein als in den humiden Mittelbreiten üblich ist, führt dies zur

Verstärkung der primären Verwitterungsprozesse. Dies fördert die Entstehung von Hämatit,

wodurch es zur Ausbildung eines rötlichen Bt-Horizonts kommen kann (MÜCKENHAUSEN

1977: 100). Diese Erscheinung kann auch auf paläoklimatische Bedingungen zurückgeführt

werden. Zudem fördert eine hohe Permeabilität die Rubefizierung15 (EITEL 2006: 94; EBERLE

et al. 2010: 94). Ferner kommt es in kalkhaltigen Böden bei der Verwitterung von Siderit

(FeCO3) zur Ausbildung von Hämatit (EITEL 2006: 146).

Eine Niederschlagsabhängigkeit hinsichtlich der Parabraunerde-Ausprägungen zeigt sich z. B.

in den Lössgebieten des Niederrheins. MÜCKENHAUSEN beschreibt das Liegende des

Bt-Horizonts als einen 1 1,5 m mächtigen verbraunten B-Horizont (Bv). Ein Bv-Horizont

dieser Mächtigkeit soll erhalten bleiben, wenn die durchschnittliche Jahresniederschlagsmenge

nicht zu hoch liegt (MÜCKENHAUSEN 1977: 100).

Darüber hinaus sollte noch erwähnt werden, dass sich eine vollständig entwickelte Parabraun-

erde meist nur bei Waldböden zeigt. Auf ackerbaulich genutzten Flächen und vor allem an

Hangrändern finden sich hingegen gekappte Parabraunerden. Bei dieser Variation fehlt der

Al-Horizont und der humose A-Horizont (Ah) wird durch einen gepflügten A-Horizont (Ap)

ersetzt (EITEL 2006: 92). Daher kommt es aufgrund verstärkter Erosionsprozesse an Ober-

hängen zur Ausbildung von Pararendzina (EITEL 2006: 91).

Die Pararendzina ist ein kalziumreicher Bodentyp. Das Bodenprofil besteht im Regelfall aus

einem flachgründigen, humosen Oberboden, dessen Mächtigkeit meist nur 10 30 cm beträgt.

Dieser lagert ohne einen zwischengeschalteten Unterbodenhorizont direkt auf einem kalk-

haltigen Ausgangsgestein16 (MAAS und MÜCKENHAUSEN 1971: 4). Für die Bezeichnung als

Pararendzina ist der Kalkgehalt ein wesentliches Kriterium. Obgleich es sich bei diesem

15 Rotfärbung (EITEL 2006: 94) 16 mineralischer C-Horizont (EITEL 2006: 37)


Bodentyp um einen flachgründigen Boden handelt, sind die physikalischen Bodeneigen-

schaften im Falle eines sandig-lehmigen Bodensubstrats positiv zu bewerten. Allerdings führt

eine hohe Permeabilität in Verbindung mit großen Niederschlagsmengen zu einer zügigen

Entkalkung. Im Zuge dessen kommt es zur Ausbildung einer Braunerde (MÜCKENHAUSEN

1977: 67 ff.).

Im Allgemeinen befinden sich – bedingt durch erosive Prozesse – bei einer Catena in anthro-

pogen geprägten Lösslandschaften am Oberhang Pararendzina und am Unterhang Braunerden

(EITEL 2006: 91). In der Umgebung von Bergheim-Büsdorf zeigt sich ein leicht modifiziertes

Bild (vgl. Abb. 8). An den (Nord-)Osthängen haben sich vorwiegend Pararendzina gebildet.

Die Braunerden finden sich hingegen an (Süd-)Westhängen. Daran zeigt sich, dass die Lösse

an der (Süd-)Westseite der Hänge schon stärker erodiert und entkalkt wurden als auf der

(Nord-)Ostseite. Dies hängt u. a. an dem Einfluss der Westwinde, die in der sog. Westwind-

drift vermehrt aufkommen (HEINRICH et al. 2006: 194 f.). Daher steht die West- bzw. Luvseite

unter einem verstärkten klimatischen Einfluss. Weiterhin spielen andere Klimafaktoren, wie

z. B. die Sonneneinstrahlung, in diesem Zusammenhang eine tragende Rolle. Bei einer süd-

lichen Hangexposition ist der Strahlungshaushalt deutlich erhöht und der klimatische Einfluss

somit größer. Daraus ergibt sich, dass die Nordhänge länger feucht sind und folglich leichter

vergleyen (BECK 2007: 229; SCHEFFER et al. 2010: 506 ff.).

Anhand des Reliefs und aufgrund der anstehenden Terrassenschotter (vgl. Abb. 4 und Abb. 6)

kann angenommen werden, dass die Bodenauflage über den Terrassensedimenten nicht sehr

mächtig ist. Aus diesem Grund könnte es sich um einen stauwasserbeeinflussten Braunerde-

Pseudogley handeln. Diese Annahme deckt sich mit der regelhaften Abfolge der Bodentypen

von einer Catena einer anthropogen beeinflussten Lösslandschaft (EITEL 2006: 92).

Braunerden bilden sich bevorzugt in geringmächtigen, nährstoffarmen Bodensubstraten in

Hanglage. Zudem ist für eine Ausbildung ein trocken-kaltes Klima förderlich (EITEL 2006:

82). Im Allgemeinen ist die Entstehung von Braunerden jedoch nicht substrat- oder prozess-

gebunden, sondern besitzt ein großes Pedogenesespektrum. Gemein ist diesen Vorgängen die

Verbraunung des Bodens, was charakteristisch für Braunerden ist (MÜCKENHAUSEN 1977: 85).

Den Hangabschluss dieser anthropogen beeinflussten Catena bilden die bereits erwähnten

Kolluvien. Eine augenscheinlichere anthropogene Landschaftsveränderung als die beschrie-

bene catenare Abfolge zeigt sich im Nordwesten der Fundstelle. Dort kam es durch eine

anthropogene Aufschüttung zu einer Bodenveränderung. Da diese Aufschüttung noch sehr

jung ist, kann angenommen werden, dass in dem Boden dieses Areals noch keine erkennbare


Bodenbildung stattgefunden hat. Dort wird sich zukünftig ein sog. Anthrosol ausbilden, die

aufgrund ihres anthropogenen Einflusses als solche bezeichnet werden. Dabei handelt es sich

um Böden, die sich aus anthropogenen Halden oder anderen Aufschüttungen bilden (GLASER

2010: 126).

Ob in den Kolluvien17 der Fundstellenumgebung aufgrund pedogenetischer Prozesse bereits

eine Ausbildung von Horizonten stattgefunden hat bleibt ungewiss. Da sich Kolluvien vor-

wiegend in Lösslandschaften bilden (MÜCKENHAUSEN 1977: 126) und diese anthropogen

beeinflussten Erosionsprozesse bereits seit dem Neolithikum stattfinden (KOSCHIK 2003: 201),

sollte eine Horizontausbildung in Betracht gezogen werden. Diese Hypothese ließe sich durch

eine Bodenuntersuchung verifizieren, nicht jedoch durch Interpretation einer generalisierten

Bodenkarte, falls entsprechende Angaben fehlen.

2.5.3 Bodenbetrachtung der Niederrheinischen Bucht

Neben einer catenaren Vergesellschaftung von Böden gibt es auch bei einer übergeordneten

Reliefstruktur, wie beispielsweise einer Flussterrassenlandschaft, eine regelhafte topologie-

basierte Abfolge typischer Leitböden, was als Bodentoposequenz bezeichnet wird. Eine

solche Lagebeziehung unterschiedlicher Bodentypen ergibt sich ebenfalls für unterschiedliche

(geoökologische) Raumeinheiten der NRB. Kleinräumige Unterschiede sind auf die Kom-

plexität von bodenbildenden Faktoren zurückzuführen. Dadurch ergibt sich ein komplexes

Mosaik verschiedenartigster Böden (EITEL 2007a: 389). Zum Zwecke eines bodenkundlichen

und raumverknüpfenden Überblicks schließt sich im Folgenden eine Beschreibung charak-

teristischer Bodentypen und Bodenarten der geoökologischen Raumeinheiten an.

In NRW sind Braunerden weitverbreitet, jedoch dominieren in lössreichen Gebieten die

Parabraunerden (MAAS und MÜCKENHAUSEN 1971: 6). Da es in der NRB zu weiträumigen

Lössakkumulationen kam, überwiegen dort die Parabraunerden. An den Rändern zum Mittel-

gebirge finden sich diese gepaart mit Braunerden. Im Bereich der Ville finden sich aufgrund

des tektonisch bedingten Reliefs vermehrt Rohböden an Hängen. Dem gegenüber stehen die

Auenböden, die sich entlang des Rheins ausgebildet haben (Westermann et al. GmbH 2008:

55).

17 Nach der Empfehlung von MÜCKENHAUSEN (1977: 126) sollte eine Bodenbildung bei der Bezeichnung von

Kolluvien berücksichtigt werden. Diese wären dann beispielsweise als Parabraunerde-Kolluvium zu benennen, falls sie aus einer solchen hervorgegangen sind. Ob dem jedoch entsprochen wird oder ob die Bezeichnung als „Kolluvium“ einer Generalisierung unterliegt bleibt fraglich.


Bei den fluvialen Ablagerungen der FLUSSAUEN handelt es sich um die jüngsten Sedimente in

der NRB. Für die Bodenbildung im Bereich der Auen sind die fluviatilen Sedimentations-

prozesse maßgeblich verantwortlich, jedoch wird die Pedogenese auch durch rezente Über-

schwemmungen gestört. Die Auensedimente werden ferner durch die Grundwasserstände

beeinflusst. Bei hohem Pegel bilden sich vornehmlich Gleye oder Niedermoorböden aus.

Ansonsten handelt es sich bei den Auen um nährstoffreiche Böden (RENNERS 1991: 64).

Über den Terrassenschotter der NIEDERTERRASSEN AM NIEDERRHEIN wurden vielerorts Hoch-

flutsedimente mit einer Mächtigkeit von ein bis zwei Metern abgelagert. Nicht allzu häufig

finden sich Reste von Stauchmoränen und Flugsanddecken. Als Hauptbodentyp ist hier die

Parabraunerde zu nennen (RENNERS 1991: 63 f.).

Von den geoökologischen Raumeinheiten sind die SAALEZEITLICHEN ENDMORÄNEN des

Drenthe-Stadiums aufgrund der Kiese und Sande, aus denen sie hauptsächlich bestehen, als

sehr permeabel zu beschreiben. Bei mächtigen Wällen führt dies teilweise zu trockenen Böden

aufgrund der fehlenden Adhäsionskräfte des Substrats und der damit einhergehenden

Problematik Wasser zu speichern. Daher haben sich in diesen Bereichen hauptsächlich Podsole

gebildet, teilweise bedingt durch anthropogene Beeinflussung. Ökologisch vergleichbar mit

den Grundmoränen der Saale-Kaltzeit sind an dieser Stelle weiterhin Flächen mit einem

Gefüge von Geschiebelehm zu nennen (RENNERS 1991: 61).

In den Gebieten der TERRASSEN MIT NÄHRSTOFFARMEN SANDBÖDEN AM NIEDERRHEIN bilden sich

in den sandigen Böden über den Mittel- und Hauptterrassenschottern vorwiegend Braunerden

aus. Einige Böden der Terrassen weisen Merkmale einer Parabraunerde oder eines Podsols auf

(RENNERS 1991: 63).

In den GEBIETEN MIT DÜNNER LÖSSDECKE ÜBER HAUPTTERRASSENSCHOTTERN UND MIT

STAUNASSEN BÖDEN bestehen die Hauptterrassen aus verdichteten fluviatilen Schottern, die von

einer geringmächtigen entkalkten Lössdecke und feinkörnigen Einlagerungen überlagert wer-

den. Zu dieser geoökologischen Raumeinheit zählt auch der größte Teil der Ville. Dort bilden

sich in den Bereichen mit dünner Lössauflage aufgrund der Verdichtung des Untergrunds und

der Entkalkung des Substrats überwiegend nährstoffarme Pseudogleye (RENNERS 1991: 63).

Bei den HOHEN TERRASSENFLÄCHEN AM NIEDERRHEIN bilden Hauptterrassenschotter den

Untergrund. Auf diesen Flächen bilden sich überwiegen Parabraunerden und Braunerden im

Löss oder Decklehm, der die fluviatilen Schotter überlagert. Die resultierenden Böden weisen

einen geringen bis mittelhohen Nährstoffgehalt auf. In den Senken wird vor allem sehr feines


Material abgelagert. Dort entstehen vor allem Pseudogleye aufgrund der Staunässe, die sich

auf den Schottern ausbildet (RENNERS 1991: 62).

Im Gebiet der DURCH TAGEBAU VERÄNDERTEN FLÄCHEN (VILLE) gibt es vermehrt anthropogen

überprägte Flächen (RENNERS 1991: 65). Am westlichen Rand der Ville und nahe der

Terrassenränder haben sich an vielen Stellen Braunerden ausgebildet Die Terrassen der Ville

werden von tertiären Tonen unterlagert, die den grundwasserstauenden Horizont bilden.

Obgleich die Tone vielerorts so tief liegen, dass die Bodenbildung dadurch nur unwesentlich

beeinflusst wird, gibt es aufgrund tektonischer Unterschiede Variationen in der Tiefenlage der

Grundwasserstockwerke. Dies führt stellenweise zur Ausbildung von staunassen Böden

(PFAFFEN 1959–1962: 834). Vor allem im südlichen Bereich der Ville, wo die Lössauflagen

relativ gering sind, bilden sich dadurch vermehrt Pseudogleye. Außer diesen finden sich auch

lehmhaltige Kiesböden. Da die Lössauflagen am Nordzipfel mächtiger sind als im Süden,

haben sich dort vornehmlich Parabraunerden ausgebildet (PFAFFEN 1959–1962: 834; RENNERS

1991: 65).

Bei den LÖSSBÖRDEN werden die Schichten im Untergrund durch den Löss ab einer Auflage

von zwei Metern derart überprägt, dass sie auf die Bodenbildung keinen oder nur noch wenig

Einfluss haben. An diesen Standorten bilden sich über den Lössablagerungen hauptsächlich

Parabraunerden aus (RENNERS 1991: 62).

Generell lässt sich im Untersuchungsgebiet eine Tendenz in der Verbreitung der unter-

schiedlichen Windsedimente erkennen. Während in den nördlichen Bereichen hauptsächlich

Flugsande abgelagert wurden, fand die Lössverbreitung überwiegend südlich von Düsseldorf

statt (vgl. S. 32) (KLOSTERMANN 1992: 156). Dies hängt mit den unterschiedlichen Korn-

größen der äolischen Sedimente zusammen. Da Flugsande die grobkörnigsten Windsedimente

darstellen benötigen sie für einen Windtransport wesentlich höhere Windgeschwindigkeiten als

Sandlösse18. Löss erfährt als feinkörnigstes Windsediment die weiteste Verbreitung von allen

(KLOSTERMANN 2009: 192). Neben glazigenen Schwemmebenen sind vor allem Hochflut-

flächen als Auswehungsgebiete von Lössen zu nennen. Daher zeigen die Lösse am Nieder-

rhein weitestgehend eine Übereinstimmung mit den Korngrößen der Hochflutsedimente, die

von Rhein und Maas abgelagert wurden (KLOSTERMANN 1992: 165 f.).

18 Dem Flugsand folgt mit tendenziell geringerer Korngröße der Sandlöss als Übergangsform zu Löss. Sandlöss

besteht entweder aus wechsellagernden Fein- und Mittelsanden oder ist etwas grobkörniger als Löss (KLOSTERMANN 2009: 192).


2.5.4 Löss als Paläoklima- und Fundstellenarchiv

Löss besitzt eine Korngröße zwischen 0,01 und 0,06 mm und zeigt in der Korn-

häufigkeitsverteilung eine Dominanz der Grobschluff-Fraktion (KLOSTERMANN 1992: 159;

SCHEFFER et al. 2010: 173). Darüber hinaus besitzen Lösssedimente eine sehr gute Sortierung,

da der Transport nur äolisch erfolgte. „Typischer Löss ist homogen, ungeschichtet, porös19 und

carbonatführend20 entwickelt“ (KLOSTERMANN 2009: 192). Lösse besitzen entsprechend der

Korngrößenverteilung eine gute Feldkapazität. Ein weiteres Merkmal der Lösssedimente ist

die vorwiegend gelbliche Farbe. Weiterhin besteht Löss überwiegend aus Quarz und ver-

witterungsresistenten Schwermineralen aufgrund der bereits angesprochenen Korngrößen-

effekte (vgl. S. 36) (KLOSTERMANN 2009: 192; 1992: 156; SCHEFFER et al. 2010: 33). Da die

genannten Parameter unterschiedliche Ausprägungen aufweisen können, besitzen Lösse

generell ein großes Variationsspektrum. Diese Sedimente bergen daher viele spezifische

Merkmale, die durch den äolischen Transport weite Verbreitung fanden. Mit Hilfe dieser litho-

logischen Informationen lässt sich z. B. die Herkunft der Lösse genauer bestimmen (EITEL

2006: 90).

Ferner können lithologische Eigenschaften, wie „Korngröße, Sortierung, Rundung, Orien-

tierung, mineralogische und chemische Zusammensetzung, Farbe, Sedimentstrukturen etc.“

(KLOSTERMANN 2009: 200), für lithostratigraphische Zwecke genutzt werden. Im Allgemeinen

handelt es sich bei einer solchen geochronologischen Ordnung mittels chronostratigraphischer

Einheiten21 um eine Methode zur relativen zeitlichen Einordnung. Mit Hilfe der spezifischen

Eigenschaften von chronostratigraphischen Einheiten wird versucht eine räumliche und zeit-

liche Korrelation zu realisieren, wodurch eine geochronologische Ordnung erreicht werden

kann (KLOSTERMANN 2009: 199).

Außer der Lithostratigraphie stellt die Pedostratigraphie eine weitere Methode zur chronostrati-

graphischen Einordnung dar. Im Allgemeinen verläuft eine Bodenentwicklung meist mehr-

phasig (GLASER 2010: 129). So kam es im Verlauf der trocken-kalten Stadiale22 zu einer

Akkumulation von Löss. Diese äolischen Sedimentationsprozesse wurden hingegen während

19 Im Normalfall besitzt Löss eine Porosität von 40 bis 60 % (KLOSTERMANN 2009: 192). 20 Der Karbonatgehalt kann durchaus zwischen 10 und 30 % liegen (KLOSTERMANN 2009: 192). 21 Eine chronostratigraphische Einheit wird während des Zeitraums der zugehörigen geochronologischen Einheit

abgelagert und jeweils von einer anderen chronostratigraphischen Einheit unter- und überlagert (KLOSTERMANN 2009: 199).

22 Besonders zur Zeit des LGM kam es zu mächtigen Akkumulationen und weitreichender Verbreitung von Lössen. Dies hängt vor allem mit der intensiven Frostverwitterung sowie mit der Häufigkeit und Intensität der damaligen Staubstürme zusammen (JÖRIS et al. 2012a: 77; 2012b: 86).


der meist humideren Interstadiale von einer Bodenbildung abgelöst (BOSINSKI 2008: 221).

Wird die Pedogenese eines Bodens durch Sedimentationsprozesse23 unterbrochen, führt dies

zur Konservierung der bestehenden Bodenmerkmale (EITEL 2006: 20). Die Tatsache, dass

Böden spezifische Merkmale konservieren, macht sie somit zu Archiven der Vergangenheit,

die zu Umwelt- und Klimarekonstruktionen herangezogen werden können. Böden, die

Merkmale aus vergangenen Zeitepochen beinhalten, werden im Gegensatz zu rezenten Böden

des Holozäns als Paläoböden bezeichnet (GLASER 2010: 117 ff.). Von den überlagernden

Sedimenten unterscheiden sich diese Böden aufgrund des sedimentären Wechsels deutlich.

„Sie sind erkennbar an ihrem Gefüge, ihrer Farbe, dem Humusgehalt, der Struktur, dem Auf-

treten von Konkretionen oder Fleckungen sowie Toneinschwemmung“ (KLOSTERMANN 2009:

201). Anhand dieser Merkmale lassen sich die Paläoböden mit entsprechenden pedo-

stratigraphischen Einheiten korrelieren. Besteht ein Bodenprofil aus mehreren eingeschalteten

Paläoböden, so ergibt sich dadurch eine zeitliche Abfolge dieser Bodenhorizonte. Überdies

nutzt die Pedostratigraphie die Entwicklungstiefe der Böden für eine Stratifizierung

(KLOSTERMANN 2009: 201). Können die pedogenetischen Prozesse länger und intensiver auf

die Sedimente einwirken, führt dies zur Ausbildung von mächtigeren bzw. weiter entwickelten

Böden (KLOSTERMANN 2009: 6). So kam es in den Lössen während der meist kurzphasigen

Interstadiale überwiegend zur Ausbildung von Tundragleyen. Im Laufe der Interglaziale

entstanden vorwiegend Parabraunerden in den feuchteren Lössgebieten (KLOSTERMANN 2009:

192 f.).

Da eine Bodenbildung erst im Zuge der tertiären Meeresregression einsetzen konnte, finden

sich im Untersuchungsgebiet fast ausschließlich tertiäre und quartäre Paläoböden (SCHOLTEN

2007: 394 f.). Jedoch sind aufgrund vielfacher Umlagerungsprozesse von den älteren dieser

Böden nur sehr wenige erhalten geblieben – im überwiegenden Maße nur weichselzeitliche

Ablagerungen (KLOSTERMANN 1992: 156).

Im Verlauf der letzten Kaltzeit kam es im mitteleuropäischen Raum zur Ausbildung von drei

interstadialen Böden, die nach BRUNNACKER als Innerwürmboden 1–324 bezeichnet werden.

Diese werden zur pedostratigraphischen Gliederung der weichselzeitlichen Lösse genutzt. Zur

Zeit des Hengelo-Interstadials bildete sich der älteste dieser Böden – der Innerwürmboden 125.

23 bei Sedimentakkumulationen von mehr als 0,7 m (EITEL 2006: 20) 24 Zur Vereinheitlichung innerhalb des mitteleuropäischen Raumes werden diese Böden der letzten Kaltzeit auch

im norddeutschen Raum mit „Würm“ bezeichnet (KLOSTERMANN 1992: 157). 25 Der Innerwürmboden 1 wird von ARNO SEMMEL als „Gräselberger Boden“ benannt und korreliert vermutlich

mit dem GIS 12 (BOSINSKI 2008: 219).


Dabei handelt es sich um einen schwach ausgeprägten Boden von grauer Farbe. Dem

Denekamp-Interstadial entspricht der Innerwürmboden 226. Dieser weist eine intensivere

Bodenbildung von leicht bräunlicher Farbe auf. Ferner ist zwischen den letzten beiden

Innerwürmböden ein Doppelband aus basaltischer Vulkanasche eingeschaltet. Dieser „Eltviller

Tuff“ datiert in das LGM und besitzt als Leithorizont eine wichtige Funktion für chrono-

stratigraphische Datierungen. An das LGM schließt sich das Laugerie-Interstadial an, das

wahrscheinlich mit dem Innerwürmboden 327 korreliert (BOSINSKI 2008: 219 f.).

Allerdings sind Lösse und andere festländische Ablagerungen oftmals lückenhaft. Das ist

darauf zurückzuführen, dass auf dem Festland keine kontinuierliche Sedimentation stattfindet.

Zudem kommt es durch Erosionsprozesse zum Abtrag von Sedimenten. Dies erschwert eine

stratigraphische Korrelation von terrestrischen Sedimenten mit Eisbohrkernen und marinen

Sedimenten. Daher kann eine Datierung, die nur anhand von litho- oder pedostratigraphischen

Methoden erfolgt, nicht als gesichert betrachtet werden kann. Eine wichtige Ergänzung für

eine stratigraphische Einordnung von geologischen Schichten können Artefakte in einem

sedimentären Kontext liefern (KLOSTERMANN 1988: 52 ff.). Daher ist die interdisziplinäre

Zusammenarbeit von Archäologen und Geowissenschaftlern eine wichtige Grundlage zur

Erforschung der Erd- und Menschheitsgeschichte.

26 Der Innerwürmboden 2 entspricht wahrscheinlich dem GIS 8. ARNO SEMMEL und ERHARD BIBUS bezeichnen

diesen Boden als „Lohner Boden“ (BOSINSKI 2008: 219). 27 Für den Innerwürmboden 3 zeigt anscheinend eine Korrelation mit dem GIS 2. Diesen Paläoboden bezeichnet

ARNO SEMMEL als „Erbenheimer (E) Nassboden 4“ (BOSINSKI 2008: 220).

51

3 Entwicklung und Forschungsstand (geo-)archäologischer

Untersuchungen

Eine Rekonstruktion der Vergangenheit kann mit Hilfe sog. Geo-(Bio-)Archive erfolgen. Sie

enthalten „geschichtete oder ungeschichtete, mineralische und organische Ablagerungen auf

Hängen, in Auen, Seen und Meeren, in diesen Ablagerungen entwickelte Böden und dort

erhaltene archäologische Strukturen und Funde (Artefakte)“ (DREIBRODT et al. 2006: 12, zit.

nach PFISTER 1999: 16).

Die vielfältigen Informationen dieser archäologischen Dokumente lassen sich durch inter-

disziplinäre Zusammenarbeit für die Rekonstruktion einer Paläoumwelt nutzen. Dabei werden

geowissenschaftliche und archäometrische Untersuchungsergebnisse zusammen mit archäo-

logischen Daten für die Erarbeitung eines chronologischen und kulturellen Rahmens ver-

wendet. Daran zeigt sich, dass Forschungsthemen durch eine interdisziplinäre Forschungs-

arbeit eine mehrperspektivische Betrachtung erfahren (EITEL 2007b: 303).

3.1 Entwicklung (geo-)archäologischer Forschungsmethodik

Eine interdisziplinäre Zusammenarbeit ergibt sich nur aufgrund des Vorhandenseins von ver-

schiedenen Fachbereichen mit unterschiedlichen Fachrichtungen. Diese etablierten sich erst

nach und nach in der Wissenschaft durch eine offizielle Festlegung von Fächergrenzen.

Zunächst war dieser Übergang jedoch fließend. Im 18. Jahrhundert besaßen die Wissen-

schaftler vielmehr eine „klassische Bildung“ mit fundamentalem Wissen in allen Bereichen der

Wissenschaft (PERNICKA und SCHWAB 2008).

3.1.1 Forschungsgeschichte der Archäologie

Zu dieser Zeit begann Mitte des 18. Jahrhunderts die paläolithische Forschung (MÜLLER-

KARPE 1966). Die Vor- und Frühgeschichte etablierte sich erst allmählich während des

19. Jahrhunderts in der Wissenschaft (EGGERT und SAMIDA 2009: 15). Entscheidend war dabei

die Untergliederung der vorgeschichtlichen Zeit in Stein-, Bronze- und Eisenzeit. Dieses

3 Entwicklung und Forschungsstand (geo-)archäologischer Untersuchungen 52

„Dreiperiodensystem“28 wurde von CHRISTIAN JÜRGENSEN THOMSON entwickelt und 1836

publiziert (RICHTER 2005: 40). Im Jahre 1869 erfolgte eine erste systematische Unter-

gliederung des JP. Diese orientierte sich an speziellen Leittypen von Artefakten. Von HENRI

BREUIL wurde 1905 eine Neugliederung29 vorgelegt, an der sich die Archäologie bis heute

orientiert (MÜLLER-KARPE 1966: 3 ff.).

Diese Erkenntnisse weckten das allgemeine Interesse an der Archäologie, sodass in der darauf-

folgenden Zeit zahlreiche Ausgrabungen durchgeführt wurden Das Pionierzeitalter archäo-

logischer Ausgrabungstätigkeit dauerte bis zum Ersten Weltkrieg. Diese Epoche war größten-

teils von unstrukturierten und ziellosen Ausgrabungen ohne interdisziplinäre Zusammenarbeit

geprägt (BEYER 2010: 88; MÜLLER-KARPE 1966: 4 ff.). Ein methodologischer Umschwung

vollzog sich allmählich gegen Ende des 19. Jahrhunderts. Zu dieser Zeit verbesserte

AUGUSTUS PITT-RIVERS die Vorgehensweise bei archäologischen Ausgrabungen durch eine

ausnahmslose Erfassung aller Fundstücke und eine exakte Dokumentation der Fund-

stückposition (RENFREW und BAHN 2009: 22). Nach dem Ersten Weltkrieg folgte eine

Systematisierung der Ausgrabungen. Dabei war die Zusammenarbeit mit (Quartär-)Geologen

besonders wichtig. Überdies wurde mittels stratigraphischer Korrelation eine Parallelisierung

des JP mit der Eiszeit angestrebt. In den 1930er-Jahren kam es schließlich zur Verknüpfung

der Geochronologie mit paläolithischen Funden (MÜLLER-KARPE 1966: 11 ff.). Dies ergab

sich durch Neuerungen hinsichtlich der Ausgrabungsmethodik. MORTIMER WHEELER führte

seine Ausgrabungen nicht niveauorientiert durch, sondern folgte erkennbaren Schichten.

Weiterhin legte WHEELER Quadranten mit 1 m breiten Erdstegen als Außenbegrenzung an.

Dadurch wurde im Zuge der Grabung auch eine Bodenprofilanalyse ermöglicht (BÄBLER

2004: 14). Diese Vorgehensweise beinhaltet eine Übertragung der stratigraphischen Prinzipien

auf die archäologische Forschung. Dies führte zur Entwicklung der archäologischen

Stratigraphie. Diese dient der Beschreibung von Schichten(-abfolgen) die menschliche

(Be-)Funde enthalten (EGGERT und SAMIDA 2009: 65).

28 Diese Einteilung ist nur für Europa und Asien gültig. In diesem Zusammenhang spielt die Raum-Zeit-

Komponente eine tragende Rolle. So lassen sich Begriffe zur zeitlichen Einordnung nicht von einer Region auf eine andere übertragen. Dies hängt mit Wanderungsgeschwindigkeit zusammen und der Tatsache, dass die heutige Raum-Zeit-Dimension unserer schnelllebigen Gesellschaft nicht der damaligen entspricht (EGGERT und SAMIDA 2009: 107).

29 In diesem Zusammenhang gilt es zu berücksichtigen, dass die einzelnen Stufen des JP keine starre, chrono-logische Abfolge darstellen, sondern durchaus auch zeitliche Überschneidungen möglich sind (MÜLLER-KARPE 1966: 8)


3.1.2 Entwicklung der Geochronologie und Archäometrie

Bereits im 17. Jahrhundert wurde mit der Entwicklung des lithostratigraphischen Prinzips

durch NIELS STENSEN das Fundament für die geochronologische Forschung gelegt. Dieses sog.

Lagerungsgesetz besagt, dass jüngere Schichten bei ungestörten Verhältnissen immer über

älteren lagern. Im 19. Jahrhundert fand WILLIAM SMITH heraus, dass es in zusammengehörigen

Schichten spezielle Leitfossilien gibt, mittels derer die Straten zeitlich und räumlich korreliert

werden können. Dieses biostratigraphische Prinzip wurde von CHARLES LYELL weiter-

entwickelt. Er kam zu der Erkenntnis, dass in den älteren Schichten weniger Fossilien der

rezenten Fauna entsprechen als in den jüngeren Schichten (EGGERT und SAMIDA 2009: 67).

Etwa Mitte des 19. Jahrhunderts begann die Zusammenarbeit von Archäologen und Geo-

wissenschaftlern (FRENCH 2003: 4). Zu dieser Zeit fanden die stratigraphischen Prinzipien

erstmals Anwendung bei archäologischen Untersuchungen von Fundschichten (EGGERT und

SAMIDA 2009: 66). Im Allgemeinen ist die methodologische Entwicklung der Archäologie

vielfach durch interdisziplinäre Zusammenarbeit maßgeblich beeinflusst worden, sodass es

zahlreiche Überschneidungen mit den Geowissenschaften und anderen naturwissenschaft-

lichen Fachbereichen gibt. Dies führte oftmals zu Verbesserung in der archäologischen

Forschungsmethodik (FRENCH 2003: 4). Mit der voranschreitenden wissenschaftlichen

Etablierung setzte Mitte des 19. Jahrhunderts zudem eine Objektivierung der archäologischen

Methodik ein (RENFREW und BAHN 2009: 17). Ferner verstärkte sich die Objektivierung durch

neue Datierungsmethoden (BEYER 2010: 85).

Nach dem Zweiten Weltkrieg wurden „naturwissenschaftliche Hilfsdisziplinen der Archäo-

logie“ (RENFREW und BAHN 2009: 26) vermehrt in archäologische Untersuchungen mitein-

bezogen. Dadurch etablierte sich die sog. Archäometrie seit 1959 als feststehender Begriff in

der Wissenschaft. Diese beschäftigt sich u. a. mit Paläogenetik, Archäobotanik und –zoologie.

Weiterhin umfasst das Arbeitsfeld dieser Forschungsrichtung auch die Geowissenschaften.

Darunter fallen z. B. geophysikalische Erkundungsmethoden, wie die Geoelektrik (EGGERT

und SAMIDA 2009: 148 f.). Eine Entwicklung dieses Forschungszweigs konnte zunächst nur

während der Sechzigerjahre in England beobachtet werden. Daher erscheinen viele Methoden,

die sich zu dieser Zeit etablierten, auf den ersten Blick nicht neu. Durch kontinuierliche

Weiterentwicklungen der einzelnen Methoden führte dies jedoch fortlaufend zu einer Moderni-

sierung (PERNICKA und SCHWAB 2008).

So kam es im Forschungsfeld der Geochronologie in den vergangenen Jahren immer

wieder zu kleinschrittigen, aber weitreichenden Weiterentwicklungen von stratigraphischen,


biologischen, chemischen und physikalischen Datierungsmethoden. Diese Forschungsbereiche

beschäftigen sich sowohl mit absoluten als auch mit relativen Datierungsmethoden. Im Gegen-

satz zu letztgenannten ermöglichen die absoluten Methoden eine direkte Datierung ohne

relativen Bezug – außer dem zeitlichen (FRIEDMANN 2007: 427).

Ein großer Schritt für die Weiterentwicklung der Geochronologie ergab sich durch die Ent-

deckung der Radioaktivität am Ende des 19. Jahrhunderts durch ALEXANDRE EDMOND

BECQUEREL. Folgend konnten bis zum Ende der 1930er-Jahre keine großen Erkenntnisse in

der Isotopen-Forschung erzielt werden. Dies änderte sich mit der Entwicklung des ersten

Massenspektrometers durch ALFRED NIER. Dadurch konnten Isotopenmessungen verfeinert

werden, sodass sich neue Erkenntnisse in der Geochronologie ergaben. 1949 wurde von

WILLARD LIBBY die Radiokohlenstoff-Methode30 (14C-Methode) entwickelt (RENFREW und

BAHN 2009: 26), die der Wegbereiter für eine große Zahl an Datierungsmethoden ist (GEYH

2005: 161 f.). Gegen Ende der 1970er-Jahre ergab sich eine Verbesserung der Messempfind-

lichkeit durch die Umfunktionierung von Teilchenbeschleunigern zu Massenspektrometern.

Dadurch konnte die Probenmenge verringert und die Messgeschwindigkeit um ein Vielfaches

gesteigert werden. Die Automatisierung von Laborarbeiten verschnellerte den Ablauf der Mes-

sungen abermals (GEYH 2005: 162 f.). Im Gegenzug kosten aufwändigere Proben-

vorbereitungen mehr Zeit als zuvor – relativ betrachtet ist die Zeitersparnis jedoch vielmals

größer (PERNICKA und SCHWAB 2008). Aufgrund der stark gesteigerten Probendurchsätze ver-

größerten sich international die 14C-Datensätze rapide. Dies ermöglichte zudem eine bessere

Vergleichbarkeit von Messdaten und eröffnete die Möglichkeit internationaler Zusammen-

arbeit. Eine weitere Verbesserung hinsichtlich der Vergleichbarkeit von Daten erfolgte durch

eine Kalibrierung der 14C-Daten. Durch stetige technische Verbesserungen verkürzten sich die

Messzeiten zunehmend, es wurden immer geringere Probenmengen benötigt und gleichzeitig

konnte die Messgenauigkeit erhöht werden (GEYH 2005: 163). Ein weiterer Verbesserungs-

aspekt ist die im weitesten Sinne zerstörungsfreie Anwendung (PERNICKA und SCHWAB 2008).

Seit den 1960er-Jahren wird die 14C-Datierung in der archäologischen Forschung verwendet,

wobei die Methode je nach Fragestellung oftmals möglichst zielführend angepasst wird

(PERNICKA und SCHWAB 2008). Für die Pedostratigraphie lässt sich die 14C-Methode

bei der geochronologischen Datierung von humosen Paläoböden nutzen. Bei frühglazialen,

30 Mit der 14C-Methode werden Radiokohlenstoffdaten ermittelt. Dazu wird der Gehalt des radioaktiven

Kohlenstoffisotops 14C einer Probe gemessen. Das Alter lässt sich anhand des Probengehalts im Verhältnis zum radioaktiven Zerfall berechnen. Diese Berechnung erfolgt mit Hilfe der ungefähren Halbwertzeit des 14C-Isotops. Diese liegt nach der Schätzung von GODWIN bei 5730 ± 40 Jahren (BREUNIG 1987: 26).


weichselzeitlichen Böden ist diese Datierung aufgrund des hohen Alters fehlerbehaftet und bei

noch älteren Böden unnützlich. Aufgrund der bestehenden Schichtlücken in terrestrischen

Sedimenten, den Messungenauigkeiten der 14C-Methode und dem eingeschränkten Einsatz

dieser Methode ergibt sich die Forderung nach weiterführenden Untersuchungen, die zur

Klärung dieser Unsicherheiten beitragen können (KLOSTERMANN 2009: 204).

Hinsichtlich dessen kann die Entdeckung des variierenden Isotopenverhältnisses von 18O zu 16O der Foraminiferen in Tiefseebohrkernen als ein großer Durchbruch angesehen werden, mit

dessen Hilfe viele Inkonsistenzen geklärt werden können. Dieses Prinzip fand später auch bei

der Analyse von Eisbohrkernen Anwendung. Dabei handelt es sich um wichtige Methoden zur

Rekonstruktion des Paläoklimas, was für die Korrelation von chronologischen Einheiten

terrestrischer Sedimente genutzt werden kann (GEYH 2005: 162; KLOSTERMANN 2006a: 22).

Im Laufe des 20. Jahrhunderts entwickelten sich noch weitere archäometrische Methoden.

1938 gab es in der Archäologie erste elektrische Widerstandsmessungen zur Untergrund-

untersuchung eines Friedhofs. Seit den 1950er-Jahren fand diese Methode weite Verbreitung

und vielfache Anwendung. Dies ging einher mit stetigen Neuerungen und Verbesserungen der

Messtechnik, sodass sich folgend immer mehr Details erkennen ließen und tieferliegende

Bereiche durch die Messungen erreicht werden konnten (RAPP und HILL 2006: 113 ff.).

Vor 1980 gab es bereits Messungen zur magnetischen Suszeptibilität. Eine Verwendung für

geoarchäologische Paläoumweltuntersuchungen fand bis dato nicht statt. Nach den 1970er-

Jahren wurde diese Messmethode folgend für immer mehr geoarchäologische Fragestellungen

angewendet (RAPP und HILL 2006: 112).

Lumineszenzdatierungen entwickelten sich seit der 1980er-Jahre (RAPP und HILL 2006: 16).

Dabei handelt es sich um eine absolute Methode zur Altersbestimmung durch Ermittlung von

zunehmenden Strahlenschäden bei andauernder Sedimentbedeckung. Verbesserungen der

Lasertechnik führten im Allgemeinen zu einer Erhöhung der Genauigkeit und Zuverlässigkeit

von optischen Datierungsmethoden, wodurch auch Einzelkorndatierungen ermöglicht wurden.

In der Lumineszenzdatierung ist in diesem Zusammenhang die Datierung von Eiskristallen aus

Eisbohrkernen ein zukunftsweisender und vielversprechender Schritt in der Glazialforschung

und ebenfalls für die Geochronologie (GEYH 2005: 163).

Ein stetiger Fortschritt hinsichtlich archäometrischer Analysen ergibt sich durch stetige Ver-

besserungen der Messapparaturen, aber auch durch erhöhte Auswertungsgeschwindigkeiten

aufgrund von Hardware-Optimierungen. Dadurch wurde die Messgenauigkeit stetig erhöht,


sodass die heutige Nachweisgrenze im Mikrobereich31 liegt (PERNICKA und SCHWAB 2008).

Unabdingbar für einen wissenschaftlichen Fortschritt sind die kontinuierlichen Verbesserungen

von Interpretationsmodellen mittels derer die Daten treffender ausgewertet werden können.

Die Entwicklung von neuen Methoden und Modellvorstellungen sowie eine Verbesserung

und Erweiterung von methodischen und modellhaften Umsetzungen ist unabdingbar um

Daten- und Analysefehler zu minimieren (GEYH 2005: 163).

Bestehende Lücken in der Geochronologie sind schwer zu schließen, wenngleich sich durch

neue Methoden ständig aktuellere Daten ergeben. Geochronologische Daten als „absolut“ zu

betrachten scheint in diesem Zusammenhang als vermessen (GEYH 2005: 161 ff.). Für relative

Datierungen im Bereich der Stratigraphie wurden innerhalb der letzten Jahrzehnte oftmals

neue Richtlinien und Regeln herausgegeben. Daran zeigt sich, dass die Forschungen in diesem

Bereich ständigen Neuerungen und Änderungen unterworfen sind (CATT 1992: 157). Aus den

genannten Gründen werden bestenfalls Daten von unterschiedlichen (geo-)chronologischen

Methoden zusammengetragen, um dadurch korrelate geochronologische Daten mit möglichst

geringem Fehlerwert zu gewinnen. Um eine bessere Korrelation von Daten und Methoden zu

ermöglichen ergibt sich die Forderung nach einer interdisziplinären Zusammenarbeit. Einen

Schritt in diese Richtung geht die Geoarchäologie.

3.1.3 Etablierung der Geoarchäologie

Obgleich für diese neue Fachrichtung erst 1991 in Deutschland ein Fachreferat eingerichtet

wurde, hat die Zusammenarbeit von Archäologen mit Geowissenschaftlern bereits seit über

zwei Jahrhunderten Bestand (GERLACH 2010: 320). Das Hauptanliegen der geoarchäo-

logischen Forschung besteht in der Analyse der pedogenetischen Bedingungen, um dadurch

eine Pedostratigraphie zu erarbeiten, aber auch in der Umweltrekonstruktion mittels geo-

wissenschaftlicher Untersuchungen (HAUPT 2012: 30).

Der Anstoß für die Entwicklung der Geoarchäologie wird vielfach in der „Neuen Archäologie“

gesehen, durch die sich die Denk- und Betrachtungsweise archäologischer Forschung änderte

(RAPP und HILL 2006: 1). Diese Forschungsrichtung befasst sich mehr mit archäologischen Er-

klärungsansätzen und der Interpretation kulturgeschichtlicher Prozesse als mit einer schlichten

Klassifizierung von Fundstücken und der Beschreibung eines archäologischen Kontexts. Auch

wurde eine naturwissenschaftliche Herangehensweise sowie die Zusammenarbeit mit anderen

31 10-6 bzw. 1 Teil von einer Million (engl.: parts per million = ppm)


Forschungsbereichen angestrebt (RENFREW und BAHN 2009: 27 f.). Obgleich sich dieser

archäologische Ansatz bereits in den Sechziger- und Siebzigerjahren in England und den USA

entwickelte, fand die Etablierung in Deutschland erst in den Achtzigerjahren statt (BEYER

2010: 111 ff.)

Die Geoarchäologie ist eine interdisziplinäre Wissenschaft deren Innovation und Initiative in

der Kooperation von Natur- und Kulturwissenschaften zu sehen ist. Das Bestreben einer

Potenzialausschöpfung hinsichtlich der Klärung archäologischer Frage- und Problem-

stellungen kann in der Nutzung von Wissen, Fachmethodik und Strategien aus Geographie,

Geowissenschaften und Biologie sowie aus Paläobotanik und -klimaforschung gesehen werden

(BRÜCKNER und GERLACH 2007a: 513). Bei dem Versuch einer möglichst umfassenden

Betrachtung aller Naturfaktoren ist auch das menschliche Handeln im naturgegebenen Kontext

von Interesse für geoarchäologische Fragestellungen (BRÜCKNER und GERLACH 2007a: 513;

HORN 2006: 12). Daraus lassen sich möglicherweise vor- und frühgeschichtliche Verhaltens-

weisen erschließen und zum Auffinden von paläolithischen Siedlungsstrukturen nutzen. Daher

sollen möglichst alle Geofaktoren in die Untersuchung eines Fundplatzes und seiner Um-

gebung miteinbezogen werden. Von Interesse ist dabei auch inwiefern sich die Geofaktoren

seit dem Paläolithikum verändert haben und was die Ursachen für etwaige Veränderungen

waren (BRÜCKNER und GERLACH 2007a: 515). Da es aufgrund zahlreicher Geofaktoren

vielfältige Variationen für eine Fundstellenumgebung gibt, werden Geowissenschaftler bei der

Untersuchung einer archäologischen Fundstelle mit einer hohen Komplexität konfrontiert.

Eine geoarchäologische Betrachtungsweise, und auch eine Planung der Vorgehensweise durch

Geoarchäologen, kann in diesem Zusammenhang sinnvoll sein, um die Effektivität der Unter-

suchungen zu optimieren (SCHIFFER 1987: 257).

3.2 Forschungsstand

Zur Festigung von geowissenschaftlicher und archäologischer Zusammenarbeit sind besonders

Ausgrabungen von tragender Rolle. Neben dieser Korrespondenz, die zur Etablierung der Geo-

archäologie als eigenständigem Forschungszweig führte, sind die Verknüpfungen zu anderen

Fachrichtungen ebenfalls vorhanden. In der (geo-)archäologischen Forschung gibt es überdies

zahlreiche interdisziplinäre Kooperationen. Zu nennen ist in diesem Zusammenhang bei-

spielsweise die Zusammenarbeit mit Klimaforschern und Archäobotanikern (GERLACH 2012).


In den folgenden Unterkapiteln sollen aktuelle, interdisziplinäre Erkenntnisse archäologischer

Forschungsthemen angerissen werden. Schwerpunktmäßig werden die Forschungsgeschichte

und der aktuelle Forschungsstand von jungpaläolithischen Fundstellen im Untersuchungs-

gebiet dargestellt. Dabei werden ausgewählte Fundstellen nochmals genauer hinsichtlich ihrer

bisherigen archäologischen sowie geowissenschaftlichen als auch interdisziplinären Unter-

suchungen beleuchtet.

3.2.1 Erkenntnisse zur Menschheitsgeschichte

So wie der anatomisch moderne Mensch sich allmählich entwickelte und sich fortwährend

immer weiter entwickelt und zu neuem Wissen gelangt, so gewinnt die Forschung innerhalb

kürzester Zeit durch stetigen Fortschritt immer wieder neue Erkenntnisse, die vielfach auch

durch interdisziplinäre Zusammenarbeit entstehen können. Auf einige Erkenntnisse zu

neuesten Untersuchungen archäologischer Funde soll im Folgenden exemplarisch eingegangen

werden. Dabei soll Bezug auf wichtige Aspekte der Menschheitsgeschichte genommen

werden, die im Zusammenhang mit jungpaläolithischen Fragestellungen und innovativer

Forschungsmethodik stehen.

Ursprung und Entwicklung des Homo sapiens

Beginnend bei Abstammung und Ursprung der Menschheit deuten neuere Untersuchungs-

ergebnisse zweier Fundstellen in Asien daraufhin, dass möglicherweise der direkte Vorfahre

des Homo sapiens vor rund 1,87 Mrd. Jahren aus Asien nach Afrika eingewandert sein könnte

(WOOD 2011: 10375 f.). Weiterhin wird mittlerweile angenommen, dass der Übergang vom

Homo erectus zum Homo sapiens bereits vor mind. 0,7 Mio. Jahren stattfand. Die Entwicklung

der Homo sapiens selbst kann in zwei Entwicklungsphasen unterteilt werden. Anhand von

Funden in Äthiopien besteht zurzeit die Annahme, dass eine archaische Form des Homo

sapiens bereits vor rund 0,6 Mio. Jahren existierte. Die spätarchaischen Vertreter der mensch-

lichen Gattung lebten noch bis vor 150 ka und vor 300 ka allmählich durch den modernen

Homo sapiens abgelöst. In den Siebzigerjahren wurden Funde aus Afrika allerdings noch sehr

ungenau auf ein Alter zwischen 100 und 130 ka datiert. Im Jahre 1987 konnte jedoch durch

innovative, molekularbiologische Untersuchungen das Alter des modernen Homo sapiens auf

200 ka korrigiert werden, sodass der Menschheit ein wesentlich höheres Alter zugesprochen


werden konnte als bis dato lange angenommen wurde. Zudem konnte durch diese Unter-

suchungen festgestellt werden, dass die Ursprünge des Homo sapiens nach Afrika zurück-

zuverfolgen sind (BRÄUER 2003: 40 ff.).

Ausbreitung des Homo sapiens und Einwanderung in Europa

Neben der weitgehend akzeptierten Annahme, dass sich der Homo sapiens ausgehend von

Afrika ausbreitet haben könnte, waren die anatomisch modernen Menschen der damaligen Zeit

vermutlich schon vor der Auswanderung in verschiedene Populationen aufgesplittet, wodurch

sich auch komplexe Migrationsmuster des Homo sapiens erklären ließen (GUNZ et al. 2009:

6094).

Die von BRÄUER (2003: 38 ff.) zusammengetragenen Fakten sprechen weitestgehend für die

„Out-of-Africa“-Hypothese. Als Beleg dafür betont er zudem die Tatsache, dass sich lediglich

in Afrika verschiedene Funde finden, die einen kontinuierlichen Übergang vom Homo erectus

zum Homo sapiens belegen. In Regionen außerhalb Afrika treten einzelne Formen plötzlich

und ohne nachweisbaren Übergang auf (BRÄUER 2003: 38 ff.).

Auch archäologische Funde in Europa sprechen für eine Auswanderung des Homo sapiens aus

Afrika und gegen eine multiregionale Theorie, der zufolge sich der Homo sapiens weltweit in

verschiedenen Regionen autochthon entwickeln konnte. Jedoch wurde in diesem Zusammen-

hang auch eine Ersetzungstheorie thematisiert, also die Verdrängung bis dato vorherrschender

Kulturen. Es wurde angenommen, dass eine eigenständige Entwicklung des Homo sapiens in

Europa – also unabhängig vom Neandertaler – durchaus möglich sein könnte, jedoch nicht mit

Sicherheit behauptet werden könne. Es könnte sein, dass es zu einer Vermischung und

Akkulturation, d. h. zu einer kulturellen Anpassung, zum Zeitpunkt der Einwanderung kam,

jedoch sei diese Mutmaßung nicht belegbar (BOLUS und CONARD 2001: 36 ff.).

Durch neuere Untersuchungen in der Genforschung konnte der Forschungsstand in diesem

Punkt aktualisiert werden. Untersuchungen des menschlichen Genoms haben ergeben, dass bei

Europäern und Asiaten 2–3 % der Gene vom Neandertaler stammen könnten. Dies lässt eine

Akkulturation im Nahen Osten vermuten, von wo der Homo sapiens weiter nach Europa und

Asien zog (CURRAT und EXCOFFIER 2011: 15129).

Nach BOLUS (2001: 29 ff.) fand die Besiedlung Zentraleuropas zwischen 30 und 50 ka BP

statt; nach seiner Meinung liegen diese 14C-Daten jedoch aufgrund der Messmethode außer-

halb einer zuverlässigen Spanne. Über lange Zeit bestand die Wissenschaftsmeinung, dass die


ältesten Funde des Homo sapiens in Europa höchstens ein Alter von etwa 40 ka besitzen

(GAEDE 2006: 40; RICHTER 1996: 68).

Diesbezüglich wurden vor zwei Jahren neue Untersuchungsergebnisse veröffentlicht. Das

Forscherteam von BENAZZI (2011: 525 ff.) gelangte durch die Neuanalyse eines Zahnfundes

aus Süditalien mit Hilfe zweier morphometrischer Untersuchungsmethoden zu neuen Ergeb-

nissen hinsichtlich der Einwanderung des Homo sapiens nach Europa. Durch beide Unter-

suchungsmethoden gelangten die Forscher gleichermaßen zu dem Schluss, dass es sich um den

Zahn eines Homo sapiens handelt. Der Zahn wurde jedoch aufgrund vorangegangener

Untersuchungen bis dato fälscherweise für den Zahn eines Neandertalers gehalten. Diese

Homospezies lebte zur Zeit des Mittelpaläolithikums (MP) in Europa. Da der Zahn ein Alter

von 43 bis 45 ka BP besitzt – was auch stratigraphisch belegt wurde – kam der Homo sapiens

folglich schon bis zu 5000 Jahre früher nach Europa. Dieser Fund spricht hinsichtlich der

Auswanderung aus Afrika u. a. auch für eine Mittelmeer-Route des Homo sapiens und

verdeutlicht, dass sich die Rekonstruktion der hominiden Migrationsroute deutlich komplexer

darstellt als bisher gedacht. Weiterhin muss angenommen werden, dass es bereits früher als

bislang vermutet zu einer schnellen Verbreitung des Homo sapiens in Europa kam (BENAZZI et

al. 2011: 525 ff.).

Mit dem Auftreten des Cromagnonmenschen – dem ersten Homo sapiens in Europa – beginnt

das JP (THISSEN 1994: 21). Aufgrund der früheren Einwanderung des Homo sapiens kommt es

jedoch zu einer zeitlichen Überschneidung von JP und MP und damit einhergehend zu einer

Koexistenz von Neandertaler und Cromagnonmensch (BENAZZI et al. 2011: 528). Der

Übergang vom MP zum JP wird vom Châtelperronien gebildet. In Mitteleuropa, wie auch in

der NRB, scheint dieser Technokomplex32 jedoch nicht vorhanden zu sein oder es fanden sich

bislang keine Beweise dafür (HAHN 1972: 62).

Cromagnonmenschen zur Zeit des Jungpaläolithikums

Frühe Aurignacienfunde konzentrieren sich in Europa entlang einer südlichen Achse, die sich

von den Pyrenäen bis zur Mährischen Pforte erstreckt. Eine Ost-West-Route lässt sich anhand

dieser Funde bislang noch nicht rekonstruieren. Diese beiden Ankerpunkte der europäischen

Ost-West-Achse bergen allerdings – nach der Fundstelle in Süditalien – die ältesten Funde des

32 Als Technokomplex werden die mittels formenkundlich-technologischer Merkmale voneinander abgrenzbaren

Steinzeitindustrien bezeichnet (ISSAC 1982: 169).


JP in Europa. Deswegen werden diese Fundregionen neben Süditalien ebenfalls als Ausgangs-

punkt für die Einwanderung des Cromagnonmenschen thematisiert (RICHTER 1996: 70 f.).

Bislang sind keine jungpaläolithischen Steinzeitindustrien bekannt sind, die vor dem Hengelo-

Interstadial aufgetreten sind (HAHN 1972: 66). Den ältesten, datierten Funden nach zu urteilen

beginnt das JP im Rheinland zwischen 32 und 29 ka BP mit dem Aurignacien als ältester Stufe

(DOMBEK und HAHN 1989). Nachfolgend gibt es Funde für den ersten Abschnitt des mittleren

JP, die dem Technokomplex des Gravettien angehören. Danach gab es während dem LGM

scheinbar keine Besiedlung im Rheinland. Erst für das späte JP gibt es erneute Besiedlungs-

spuren aus dem Magdalénien. Das JP endet schließlich mit dem Endmagdalénien als letzter

Phase des Magdalénien um 12,7 ka cal BC33 (BOSINSKI 2008: 108 ff., 243). Mit dem Einset-

zen des Weichsel-Spätglazials beginnt zu dieser Zeit das Spätpaläolithikum (BOSINSKI 2008:

279, 367).

Der Beginn des JP ist geprägt durch charakteristische Änderungen von Verhaltensweisen und

Merkmalen, die bis dato höchstens geringfügig ausgeprägt waren und erst zusammen mit dem

Cromagnonmenschen aufgetreten sind (RICHTER 1996: 68 f.). Die Gruppen im Aurignacien

waren schon zeitweise sesshaft und lebten vornehmlich an windgeschützten Orten in

provisorischen Behausungen (FUCHS 2013). Generell waren Klima, Vegetation und Gewässer-

netz maßgebliche Kriterien für die paläolithischen Siedler (HEINEN und SCHOL 1994: 111). Es

gab komplexe Siedlungssysteme, die mindestens aus Basis- und Jagdlager bestanden. Die

Jagdlager wurden wahrscheinlich an solchen Stellen errichtet, wo vermehrt Tierherden

passierten. Nach der Jagd wurden die Tiere an Ort und Stelle zerlegt und zurück ins Basislager

transportiert (FUCHS 2013). Die Menschen ernährten sich teilweise auch von gesammelten

Wurzeln und Früchten, jedoch war die Jagd ihre Hauptnahrungsquelle, da sie durch die

Erfindung und Herstellung von Werkzeugen und Waffen unabhängiger von der Natur wurden

(FUCHS 2013; VEIT 2007: 558).

Werkzeuge des Jungpaläolithikums

Während des Paläolithikums wurden lediglich ungeschliffene, also geschlagene Steinwerk-

zeuge hergestellt. Jedoch kennzeichnet der Beginn des JP eine maßgebliche Veränderung in

der Werkzeugherstellung. Beispielsweise treten (Klingen-)Kratzer erst seit Beginn des JP

vermehrt auf, vorher höchstens vereinzelt (HAHN 1991: 177 ff.). Es entstand eine große Zahl

33 Hierbei handelt es sich um kalibrierte (cal) Daten, die sich auf Christi Geburt (BC: Before Christ) beziehen.


an Gerätschaften mit einer hohen Formenvielfalt, die im Laufe der Zeit immer schlanker und

regelmäßiger wurden (KOENIGSWALD 1960: 130 f.; RICHTER 1996: 68 f.). Von Artefakten wird

gesprochen, wenn diese absichtlich und – analog zur Wortbedeutung – artifiziell, sprich künst-

lich geschaffen wurden und eine natürliche Entstehung ausgeschlossen werden kann. Andern-

falls handelt es sich um Geofakte, auch Pseudoartefakte genannt (HAHN 1991: 51).

Artefakte aus Materialien, die eine feinstkörnige sowie homogene Struktur aufweisen, wie

beispielsweise Chalzedon, Flint, Horn- und Kieselschiefer, werden auch Silices34 genannt

(KALETSCH 1992). Die Artefakte lassen sich zudem qualitativ bzw. quantitativ beispielsweise

anhand ihrer Funktion oder Größe klassifizieren und ordnen (AHLRICHS 2013b).

Zeitliche Datierung anhand von Artefaktpatinierung?

Einen weiteren Beleg für die zeitliche Einordnung liefert laut THISSEN (2006: 47) die sog.

Patina, die durch chemische Oberflächenverwitterung entsteht. Diese bildet sich in einem

basischen Milieu auf der Oberfläche von sauren Gesteinen, wie z. B. Quarz (SiO2), unter

ariden Klimabedingungen (KRACHLER 2013: 1). Da für die Anfertigung der steinzeitlichen

Gerätschaften oftmals Feuersteine oder andere quarzähnliche Materialien verwendet wurden,

kam es im Laufe der Zeit bei einer Lagerung im kalkhaltigen Löss zur allmählichen Pati-

nierung aufgrund des basischen pH-Werts.

Generell kann gesagt werden, dass die Patinierung mit zunehmendem Entstehungsalter der

Artefakte zunimmt. Beim Fehlen von lithischen, sprich formenkundlichen Merkmalen wird die

Patina daher oft als Anhaltspunkt genutzt. Diese Vorgehensweise beschreibt auch THISSEN in

seiner Dissertation: „Weitere blauweiß patinierte Artefakte aus dem Gebiet des Linken Nieder-

rhein [sic!] können nur als allgemein jungpaläolithisch beschrieben werden, da typische Werk-

zeugformen fehlen“ (THISSEN 1997: 168). Im Widerspruch dazu steht jedoch THISSENs (2006:

48 f.) Aussage, dass die Patinierung von (jung-)paläolithischen Artefakten nicht pauschalisiert

werden kann, da es oftmals auch Abweichungen vom genannten Schema gibt. Beispielsweise

beschreibt THISSEN (2006: 48) mesolithische, also mittelsteinzeitliche Artefakte, die eine dicke,

weiße Patinierung aufweisen. Diese lagerten in einem sandigen Boden einer Dolomitkuppe.

Daraus ergibt sich vielmehr ein Zusammenhang der Patinierung mit dem Substrat und dem

Untergrundgestein, was in diesem Fall für ein drainiertes und basisches Bodenmilieu spricht.

Auch SCHOL (1973: 220) sieht den Grund für eine verschiedenartige Patinierung in der

34 Einzahl: Silex


unterschiedlichen Zusammensetzung des Untergrunds. Weiterhin beschreibt HAHN (1991: 49),

dass bei verschiedenen Rohmaterialien unterschiedliche Patinierungen auftreten und die che-

mischen Bodenbedingungen Auswirkungen darauf haben. Diese Schlussfolgerungen stehen

jedoch im Widerspruch zu der Vorgehensweise Artefakte anhand ihrer Patinierung zeitlich

einzuordnen. Eine chronologische Zuordnung von Oberflächenfunden muss daher im Falle

unspezifischer, typologischer Merkmale unter Vorbehalt erfolgen, da für diese Fundstücke die

ursprünglichen Lagerungsbedingungen meist nicht geklärt werden können.

3.2.2 Archäologisch-geowissenschaftlicher Forschungsstand jungpaläolithischer

Fundstellen in der Niederrheinischen Bucht

Im Folgenden schließt sich ein Überblick zu jungpaläolithischen Fundstellen an, die in der

NRB lokalisiert sind (vgl. Tabelle (Tab.) 2 und Abb. 9). Oftmals ist das altsteinzeitliche

Inventar dieser Fundstellen nicht sicher einzuordnen. Wenn charakteristische Formen fehlen

kann das Artefaktspektrum meist nicht zweifelsfrei dem JP oder einem Technokomplex

dieser Stufe zugeordnet werden, denn „vollständige Sicherheit kann […] nur eine ausreichende

Steinindustrie geben“ (HAHN 1972: 75). Aufgrund der beschriebenen Unsicherheiten

befinden sich in der erstellten Übersichtstabelle (vgl. Tab. 2) vereinzelt auch Fundplätze, die

(wahrscheinlich) in das Paläolithikum datieren oder deren Zuordnung zum JP noch nicht sicher

belegt werden kann. Auch werden Fälle angesprochen, von denen ehemals angenommen

wurde, dass sie jungpaläolithisch seien. Jedoch ergaben sich in den letzten Jahren neue

Erkenntnisse, die im Verlauf des Kapitels noch angesprochen werden. Aufgrund der Vielzahl

an Fundplätzen soll jedoch nur exemplarisch auf einige näher eingegangen werden. Haupt-

sächlich werden dabei Fundplätze behandelt, bei denen Geländearbeiten durchgeführt wurden.

Weiterhin sind Fundplätze von Interesse, deren Altersstellung noch nicht gesichert ist.

Bei der Fundstellenrecherche ist aufgefallen, dass häufig unterschiedliche Namen benutzt

wurden, obwohl es sich um dieselbe Fundstelle handelt. Daher wurden alle recherchierten

Alternativnamen der jeweiligen Fundstelle in die Übersichtstabelle (vgl. Tab. 2) übernommen.

Dies dient dem Zweck, dem Leser einen besseren Überblick zu verschaffen und bei einer

eigenständigen Nachrecherche eine leichtere Zuordnung zu ermöglichen. Die angegebene

Literatur zu den jungpaläolithischen Fundstellen in der NRB bietet dem Leser Ansatzpunkte

für eine vertiefende Recherche. Weiterführend lassen sich anhand der Ortsarchivsignaturen im

Bonner Ortsarchiv des „LVR-Amtes für Bodendenkmalpflege im Rheinland“ Recherchen zu

den Fundstellen durchführen.


Generell sind zur Interpretation der Übersichtstabelle (vgl. Tab. 2) die Erläuterungen und

Abkürzungen in Tab. 1 zu beachten. Dies war aus Platzgründen nötig. Um eine räumliche

Zuordnung ersichtlich zu machen, wurden Angaben zur Gemeinde- bzw. Stadt-Gemarkung

ergänzt, sofern diese in der Literatur nicht zur Benennung der Fundplätze verwendet wurden.

Bei dieser lokal bzw. regional übergreifenden Benennung mittels Gemeinde- bzw. Stadtnamen

ergibt sich die Zuordnung der Fundstellen durch eine Nummerierung. Ein räumlicher

Zusammenhang innerhalb der Gemarkungsgrenzen ergibt sich dann jedoch nur, wenn die

entsprechenden Karten aus der Literatur zur Verfügung stehen. Deshalb wurde für diese

Fundstellen in der Spalte „Fundstelle“ von Tab. 2 noch der Name der Ortschaft und – falls

ermittelbar – der Flurname ergänzt. Falls sich in der Literatur eine feste Bezeichnung für eine

Fundstelle etabliert hat, wurde jedoch darauf verzichtet, um der Fundstellenbenennung nicht

noch mehr Komplexität zu verleihen.

Zur Vereinfachung und schnelleren, räumlichen Nachvollziehbarkeit wurden zudem die Gauß-

Krüger-Koordinaten der Fundstellen angegeben. Diese wurden anhand der Karten in der

gesichteten Literatur mit Hilfe von „Geoserver NRW“ (Information und Technik Nordrhein-

Westfalen 2013) ermittelt. Für eine dreidimensionale Raumerfassung wurde anschließend die

Höhe35 mit Hilfe des Berg- und Wanderportals „Deine Berge“ (HOFER) bestimmt. Fundstellen,

zu denen es keine (genauen) Angaben zur Lokalität gibt, wurden in Tab. 2 nicht mit

Koordinaten versehen. Jedoch lässt sich die ungefähre Lage mit Hilfe des Orts- und Flur-

namens nachvollziehen.

35 Für die Fundstelle in Oberkassel wurde die Höhenangabe der Literatur entnommen.


Tab. 1: Abkürzungen und Erläuterungen zu Tabelle 2 (eigene Darstellung)

Abkürzung Erläuterung

Pal unbestimmte Zeitstellung innerhalb des Paläolithikums

MP Mittelpaläolithikum

JP Jungpaläolithikum

fJP frühes Jungpaläolithikum

Aur Aurignacien

mJP mittleres Jungpaläolithikum

Grav Gravettien

sJP spätes Jungpaläolithikum

Mag Magdalénien

sMag spätes Magdalénien

SP Spätpaläolithikum

Meso Mesolithikum

tpq terminus post quem (lat.): Ereignis fand nach diesem Zeitpunkt statt

taq terminus ante quem (lat.): Ereignis fand vor diesem Zeitpunkt statt

STC Special-Task-Camp

fett geschrieben plausibelste Zuordnung bei mehreren Möglichkeiten

zeitliche Zuordnung wahrscheinlich, aber nicht gesichert

? zeitliche Zuordnung unsicher


Tab. 2: Übersichtstabelle der Fundstellenprospektion zur Niederrheinischen Bucht (eigene Darstellung)

Nr. Fundstelle Gemeinde/Stadt Ortsarchiv-signatur

Rechts-Wert

Hoch-Wert

Höhe [m ü. NN] Fundplatzlage Fundplatz-

nutzung Geländearbeiten und weiterführende Methoden

zeitliche Einordnung Literatur zur Fundstelle36 archäologisch stratigraphisch labortechnisch

1a Donkhof/Rollebenden Viersen 2 2135/002 2531184 5679279 36 Geländesattel in Flussniederung

Mag oder SP HEINEN 2006b: 190; 1993: 32; HEINEN und NEHREN 2001: 67; THISSEN 1997: 188; 1994: 31

1b Viersener Donk Viersen 3 2135/001 2530363 5679339 36 STC Mag oder SP HEINEN 1993: 30 ff.; HEINEN und NEHREN 2001: 67; THISSEN 1997: 189; 1994: 31

2a Kleinenbroich Korschenbroich 52 Flussniederung Sondage Mag oder SP? HOLZKÄMPER und MAIER 2012; STRÖHER 1994:50; THISSEN 2006: 49; 1997: 189; 1995; 1994: 31

2b Büttger Wald Korschenbroich 70 JP oder SP? STRÖHER 1994:50; THISSEN 1997: 190; 1995; 1994: 31 2c Herrenshoff Korschenbroich 11 JP oder SP? STRÖHER 1994:50; THISSEN 1997: 190; 1994: 31 3a Neersbroich Korschenbroich 1 Flussniederung sJP (und Aur?) STRÖHER 1994:50; THISSEN 1995; 1994: 24 f.; 1992

3b Neersbroich Korschenbroich 2 Flussniederung geologische Profilaufnahme; Pollenanalyse Grav? STRÖHER 1994:50;

THISSEN 1997: 168, 190; 1995; 1994: 24 f.; 1992 3c Neersbroich Korschenbroich 6 Flussniederung Grav? STRÖHER 1994:50; THISSEN 1995; 1994: 24 f.; 1992 4a Liedberg Korschenbroich 101 Aur? STRÖHER 1994:50; THISSEN 1997: 167 f.; 1994: 24

4b Liedberg 48 Korschenbroich 103 2537818 5669197 53 Hangfuß JP BRANDT 1982: 171 ff., Tafel 28 f.; STRÖHER 1994:50; THISSEN 1997: 168; 1994: 24

4c Liedberg 52 Korschenbroich 105 2537534 5669853 59 Geländesattel Aur BRANDT 1982: 21, 171 ff., Tafel 28; STRÖHER 1994:50; THISSEN 1997: 167; 1994: 24

5 Schloss Rheydt Mönchengladbach JP HEINEN 2006b: 190

6a Kamphausener Höhe Jüchen 23 2532802 5666083 89 Osthang von Geländekuppe Pal BRANDT 1982: 155 f.; NARR 1955: 99

6b Kamphausen(-er Höhe) Jüchen 24 2532996 5665778 88 Geländesattel Jagdlager 2D-Prospektionseinmessung; Sondage; Bodenprofilaufnahme Mag oder SP?

BOSINSKI 2008: 56, 361; BRANDT 1982: 155 f., Tafel 141; HEINEN 2006d; 2006e; 1995: 45; HEINEN und NEHREN 2001: 67 ff.; HEINEN und SCHOL 2000: 108 ff.; 1994: 138 f.; HOLZKÄMPER und MAIER 2012; HÖPKEN 1995; 1994; NARR 1955: 99; THISSEN 2006: 48; 1997: 177 ff.; 1994: 28 ff.; 1989

6c „Galgenberg“ Jüchen 2533832 5666605 75 Hangfuß sMag

BOSINSKI 2008: 56; HEINEN 2006d; 2006e; HEINEN und NEHREN 2001: 67; HOLZKÄMPER und MAIER 2012; HÖPKEN 1995; 1994; THISSEN 1997: 180 f.

6d Odenkirchen-Bissen Mönchengladbach 2532895 5666563 84 Hangfuß Pal NARR 1950 6e Odenkirchen-Bell Mönchengladbach 2532380 5667842 73 Hangschulter JP? NARR 1955: 99 f.; 1950 6f Odenkirchen-Stadtpark Mönchengladbach 2531976 5667105 78 Westhang von

Geländekuppe Grav NARR 1955: 99; 1952: 78 ff.; 1950

6g Odenkirchen-Friedhof Mönchengladbach 2531687 5665665 80 JP NARR 1951; 1950 7 Wickrath 121 Mönchengladbach 2529326 5664998 67 Flussniederung Pal BRANDT 1982: 229 f.

8 Ziegelei Dreesen Rheindahlen 2525635 5667166 73 Plateaufläche organisierter Siedlungsplatz?

mehrere Grabungskampagnen; geologische Profilaufnahme; mikropedologische, schwermineralogische, geobotanische, palynologische und paläomagnetische Untersuchungen; Thermolumineszenz- und 14C-Datierung

Artefakte aus Schicht A1: sJP oder SP; alle anderen Schichten datieren ins MP

Schicht A1: SP bis Meso

BAALES 2006c; BOLUS 2007; BOSINSKI 2008: 213 ff., 361; BOSINSKI 1996; 1995: 967 ff.; 1966; 1965/1966; BRUNNACKER 1966; FRECHEN et al. 1992; HEINEN und SCHOL 1994: 142; HUSSNER 2013; KAHRS 1951; KLOSTERMANN und THISSEN 1995; NARR 1952: 77 ff.; REINERS 1994: 60; ROTTLÄNDER 1966; SCHIRMER 2002; SCHÜTRUMPF 1966; SCHMAUDER 2006; SCHOL 1970: 110; THIEME 1983; 1978: 59 f.; 1975; THIEME et al. 1981; THISSEN 2006: 47 ff.; 1997: 119, 212

9 Rath-Anhoven Wegberg 5 1740/003 2524480 5663654 77 Hangfuß JP oder SP HEINEN 1995: 46, 78, 150 ff. 10 Gripekoven Wegberg 11 1843/005 2523057 5667324 70 Osthang Pal HEINEN 1995: 79, 150 ff.

11 Elsen-Kämp 1–3 Wegberg 1 1792/036; 1793/034 2520050 5664252 80 Trockental JP oder SP HEINEN 1995: 46, 78, 150 f.

12 Brunbeck Wegberg 4 1791/000 2517820 5665260 78 Flachhang in Niederung JP HEINEN 1995: 46, 56 ff., 78, 150 ff.

13 Rödgen- Am Deutschen Eck Wegberg 17 1884/001 2511734 5668733 69 Geländesporn Pal HEINEN 1995: 79, 150 ff.

14 Wegberg-(Felten-)Berg Wegberg 10 1888/015 2519145 5669444 60 Nordosthang von Geländesporn STC? Mag HEINEN 2006f; 2006g; 1995: 79, 150 ff.;

HEINEN und NEHREN 2001: 67

15 Birth Niederkrüchten 1 2031/011 2514161 5674925 63 Nordhang von Trockental Pal HEINEN 1995: 78, 145 f.

36 Die ausführliche Literaturangabe findet sich im Literaturverzeichnis unter: „Literatur zu jungpaläolithischen Fundstellen der Niederrheinischen Bucht“.



Rechts-Wert

Hoch-Wert



zeitliche Einordnung Literatur zur Fundstelle36

archäologisch stratigraphisch labortechnisch

16 Schwanenberg Erkelenz 26 1737/014 2519080 5663304 80 Hochfläche in Flussnähe Pal HEINEN 1995: 77 ff., 105

17 Keyenberg-Im Hamm Erkelenz 30 1684/024 2528804 5661179 75 Hanglage in Flussnähe JP oder SP HEINEN 1995: 46, 77 ff., 107

18a Katzem-Bruchacker 1 Erkelenz 5 1497/012 2524364 5655154 84 Flusstal MP oder JP und JP oder SP HEINEN 1995: 46, 77 ff., 97

18b Katzem-Auf dem Jäger Erkelenz 6 1497/016 2525192 5655035 94 Hanglage Jagdlager JP HEINEN 1995: 46, 56 f., 77 ff., 97

18c Katzem-Bruchacker 2 Erkelenz 8 1497/012; 1479/018 2525078 5655055 93 Hanglage Jagdlager JP HEINEN 1995: 46, 56 f., 77 ff., 98

19a Lövenich-Haberg 1 Erkelenz 2 1558/014 2520989 5656129 91 Geländesporn bei Flussmündung

Jagdlager s?Mag HEINEN 2006a: 170; 1995: 46 ff., 77 ff.; HEINEN und NEHREN 2001: 67 ff.; HEINEN und SCHOL 2000: 108 ff. 19b Lövenich-Haberg 7 Erkelenz 2 1558/014 2521971 5655971 98 Jagdlager s?Mag

19c Lövenich-Bruchberg Erkelenz 9 1496/003 2522868 5655754 92 Geländekuppe über Bach Jagdlager JP HEINEN 1995: 46, 56 f., 77 ff., 99

20 Tenholt Erkelenz 22 1559/009 Jagdlager JP HEINEN 1995: 46, 56 f., 77 ff., 103, 195

21 Baal-Auf den 40 Morgen Hückelhoven 1 1558/009 2521265 5656702 87 Plateaurand JP HEINEN 1995: 46, 56 ff., 77, 108 ff.

22 Hetzerath 1–4 Hückelhoven 20 JP HEINEN 1995: 46, 56 ff., 78, 108, 140 ff.

23a Doveren-Kläranlage Hückelhoven 13 1556/007; 1557/003 2517862 5657511 92 Plateaurand JP HEINEN 1995: 46, 58, 78, 108, 135 ff.

23b Doveren-Auf'm Bistum Hückelhoven 14 1557/006 2518406 5657690 83 Plateaurand Jagdlager JP HEINEN 1995: 46, 56 f., 78, 108, 136 ff., 195 23c Doveren-Auf der Huf Hückelhoven 15 1556/013 2517743 5656919 83 Westhang JP HEINEN 1995: 46, 56 ff., 78, 108, 138 ff., 195

24 Hückelhoven-Am Trompeter Hückelhoven 21 1616/017 2516464 5658833 90 Hangschulter Jagdlager JP HEINEN 1995: 46, 56 f., 78, 108, 144

25a Rurich/Körrenzig 1 Hückelhoven 8 1435/016; 1435/018 2519740 5652893 88 Anhöhe

in Flussnähe Jagdlager s?Mag

HEINEN 2006c; 1995: 28 ff., 46, 56f., 78, 108, 116 f., HEINEN 1995: 126 f., 194 f.; HEINEN und NEHREN 2001: 67; LÖHR 1971: 478; SCHOL 1970: 110 ff.; 1974: 408 ff.; 1978

25b Rurich-Fuchskaul 1 Hückelhoven 11 1435/000 2519876 5653381 82 Hanglage in Flussnähe Jagdlager JP HEINEN 1995: 46, 56 f., 78, 108, 132

25c Rurich-Fuchskaul 2 Hückelhoven 12 1436/008 2520182 5653607 86 Hangschulter in Flussnähe JP HEINEN 1995: 46, 56 f., 78, 108, 132 ff.

26 Beeck Geilenkirchen 2513456 5649409 80 Geländekuppe STC

2D-Prospektionseinmessung; Grabung (1997, 2010); 20 Pürckhauer-Bohrprofile; 3D-Fundplatzrekonstruktion

sMag

BAALES 2006b; BOSINSKI 2008: 56, 347 ff.; 1995: 850; FEINE et al. 2011; HEINEN 2006a: 170; HEINEN und NEHREN 2001: 67 ff.; HEINEN und SCHOL 2000: 108; JÖRIS et al. 1993; 1995; HOLZKÄMPER und MAIER 2012; SCHMITZ et al. 1998; THISSEN 2006: 48; 1997: 181 ff.; 1994: 31

27 Tetz Linnich Aur HOLZKÄMPER und MAIER 2012

28 Barmen-West Jülich 2519198 5645299 91 Geländesporn in Flussnähe STC Mag

BOSINSKI 2008: 45; HEINEN 2006a; HEINEN und NEHREN 2001: 67 ff.; HEINEN und SCHOL 2000; LÖHR 1978b

29 Jülich Jülich Aur HOLZKÄMPER und MAIER 2012 30a Altdorf 1 Inden 2525135 5637291 113

während Geländearbeiten: Talrandhöhe

STC 3D-Geländemodell Mag

HEINEN 2006a: 170; HEINEN und NEHREN 2001: 68 ff., Tafel 9 ff.; HEINEN und SCHOL 2000: 108 ff.;

30b Altdorf 2 Inden 2525123 5638031 117 STC 3D-Geländemodell Mag 30c Altdorf 3 Inden 2525507 5638448 107 STC 3D-Geländemodell Mag 30d Altdorf 4 Inden 2525422 5638603 108 STC 3D-Geländemodell Mag 30e Altdorf 5 Inden 2525301 5639059 109 STC 3D-Geländemodell Mag

30f Altdorf 6 Inden 2526669 5638873 88 Flussniederung Fischfang? und Wasservogeljagd? 3D-Geländemodell Mag

30g Altdorf 7 Inden 2526860 5637748 95 Hangfuß Schlagplatz 3D-Geländemodell Mag

30h Altdorf 8 (WS 95/79) Inden 2526673 5637857 92 Hangfuß (multifunktionaler) Lagerplatz?

3D-Geländemodell; Suchschnitt; Erstellung von Bodenprofil Mag

HEINEN 2006a: 170; HEINEN und NEHREN 2001: 68 ff., Tafel 12 ff., HEINEN und SCHOL 2000: 108 ff.; 96; NEHREN und PASTOORS 2001

31a Langweiler 2 Alsdorf 2517119 5636918 140 während Geländearbeiten: flacher Osthang

Grabung mit 3D-Einmessung; geologische Profilaufnahme; Mollusken- und Holzkohlebestimmung

fJP bis mJP taq: Denekamp-Interstadial

HEINEN und NEHREN 2001: 66; LÖHR 1972: 3, 37 ff., Tafel 10 ff., Tafel 58; THISSEN 1997: 151 ff.

31b Langweiler 3 Alsdorf 2516266 5637127 144 JP oder MP LÖHR 1972: 3, 46, 54, Tafel 15 31c Langweiler 4 Alsdorf 2516554 5637001 144 JP? LÖHR 1972: 3, 54, Tafel 15 31d Langweiler 6 Alsdorf 2516561 5637081 144 JP? LÖHR 1972: 3, 55, Tafel 14



Rechts-Wert

Hoch-Wert



zeitliche Einordnung Literatur zur Fundstelle36

archäologisch stratigraphisch labortechnisch

32 Alsdorf Alsdorf 2513759 5634991 178

ehemals: Plateaufläche; während Geländearbeiten: Abbaukante einer Kiesgrube

(Jagd?-)Lagerplatz Grabung; geologische Profilaufnahme; Holzkohlebestimmung

fMag

tpq: 13,5 ka BP; taq: Allerød-Interstadial oder ggf. Bølling- Interstadial

BERG 2006; BOSINSKI 2008: 44, 56, 347 ff.; 1995: 850; 1983: 93; FLOSS 1994: 264 f., 346, 379 ff.; HEINEN 1995: 45; HEINEN und NEHREN 2001: 67 ff.; HEINEN und SCHOL 2000: 107 ff.; HOLZKÄMPER und MAIER 2012; LÖHR 1995; 1988; 1978a; 1976; 1974; THISSEN 1997: 173 ff.; 1994: 31

33a Kinzweiler 2 Alsdorf 2516102 5632822 197 Hangschulter fJP bis mJP LÖHR 1972: 3, 47, 53 33b Kinzweiler 4a Alsdorf 2515720 5633337 185 Hangschulter fJP? bis mJP? LÖHR 1972: 3, 47, 53 34 Langenich Kerpen 47 2547429 5636293 89 Plateaufläche JP? HINZ 1969: 28, 267, Tafel 1

35a Lommersum 1 Weilerswist 2555237 5618049 152

Hangschulter und Hangfuß eines Osthangs; 1 km von Fluss entfernt

multifunktionales Jagdlager; mindestens zweimalige Besiedlung

Grabung mit 3D-Einmessung; Bohrung mittels Künzelstab; geologische Profilaufnahme; Sediment- und Schwermineralanalyse; paläomagnetische Messung; mikroklimatische Messung; Mollusken- und Holzkohlebestimmung; Untersuchung der Fauna; 14C-Datierung; Pollenanalyse; archäochemische Analyse; experimentelle Untersuchungen

Aur

Hengelo- Interstadial bis Denekamp-Interstadial

14C-Datierung: 32–29 BP

BAALES 2006d; BOSINSKI 2008: 43, 224, 228 ff., 242, 481; 2006: 120 f.; BRUNNACKER et al. 1978; CAMPEN 1972; FLOSS 1994: 177, 375; HAHN 1995; 1989; 1978; 1977: 99 ff.; 1976; HAHN 1974a; 1974b; 1974c; 1973/1974; 1972; 1970: 1 ff.; HEINEN 2006g: 231; HEINEN und NEHREN 2001: 66; HOLZKÄMPER und MAIER 2012; JÖRIS et al. 2012: 75 f.; Rheinisches Landesmuseum Bonn 1978: 84 f.; RICHTER 2006a: 105; 2006b; STREET et al. 1999: 447; TERBERGER und STREET 2003: 214 ff.; THISSEN 1997: 27 ff., 153 ff.; 1994: 22 f.

35b Lommersum 2 Weilerswist 2555416 5618230 151 Hangfuß Sondage Pal 35c Lommersum 3 Weilerswist 2555493 5618554 147 Trockental Sondage Pal 35d Lommersum 4 Weilerswist 2555976 5618755 150 Geländesattel Sondage SP 35e Lommersum 5 Weilerswist 2555776 5619375 143 Hangfuß Sondage Pal 35f Lommersum 6 Weilerswist 2554869 5617883 152 Hangfuß Sondage JP 35g Lommersum 7 Weilerswist 2555780 5619774 147 Plateaufläche Sondage Aur? 36 Stotzheim Euskirchen Aur HOLZKÄMPER und MAIER 2012 37 Schweinheim Euskirchen Aur HOLZKÄMPER und MAIER 2012 38 Mehlem Bonn Aur NARR 1955: 97; 1952: 80

39 Muffendorf-Marienforst Bad Godesberg 2580011 5615807 124 NW-Hang Basislager fJP bis mJP BAALES 2006a; BOSINSKI 1995: 849; 1983: 93; FLOSS 1995; 1994: 41 ff., 185, 192 f., 386; 1989; HÄNERT 1964; LÖHR 1971: 470 ff.; VEIL 1978

40 Oberkassel-Rabenlay Bonn 99 Abbaukante von Basalt-steinbruch

Grabung (1919, 1994); geologische Profilaufnahme (1919, 1994); 14C-Datierung (1994); IRSL-Datierung (1995)

Mag Spätweichsel bis Frühholozän

14C-Datierung: 14–12 ka cal BP: SP

BACHMANN und MATZERATH 2010: 394; BAALES und STREET 2006; BOSINSKI 2008: 27, 44, 56, 288 ff.; 2006: 125; 1995: 850; BOSINSKI 1983: 93 ff.; 1978; HENKE 1986; HENKE et al. 2006; HOFER 1938: 21 ff.; HOLZKÄMPER und MAIER 2012; KAHRS 1935; KOENIGSWALD 2006; MÜLLER-KARPE 1966: 302; NARR 1955: 98; RADEMACHER 1926: 9, 56 f.; SCHMITZ und GIEMSCH 2011; 2010: 348 f.; SCHMITZ und THISSEN 1996; SCHWABEDISSEN 1970: 104 f.; STREET 2002; 1995; STREET et al. 1999: 451 f.; TERBERGER 2009: 158; THISSEN 1997: 193; 1994: 28; VERWORN 1914; VERWORN et al. 1919

41 Roisdorf Bornheim fJP NARR 1952: 80; 1955: 97

42 Büsdorf Bergheim 1366/017 2550000 5649870 110 SW-Hang von Trockental

Grabung; Bohrung; geoelektrische Prospektion; Bohrkernuntersuchung mittels Multi-Sensor Core Logger Röntgenfluoreszenzanalyse; Korngrößenanalyse mittels Laserbeuger; Messung der magnetischen Suszeptibilität

Aur AULER o. J.; AULER und STACHOWIAK 1988; HEINEN und NEHREN 2001: 66

43 Schönrather Hof Köln Flussniederung JP HEINEN 2006b: 190 44 Böcklemünd Köln Flussniederung Aur NARR 1955: 98; 1952: 80

45 Fühlingen Köln 2563820 5655938 46 Flussniederung Grav NARR 1955: 97, Tafel 15; 1952: 80; RADEMACHER 1926: 9 f., 56 f.

46 Neukirchen 30 Grevenbroich 2548217 5668124 42 Hangschulter Grav? oder SP? BRANDT 1982: 21; 184 f., Tafel 29; THISSEN 1994: 25


Abb. 9: Paläolithische Fundstellen in der Niederrheinischen Bucht (eigene Darstellung nach Kartengrundlage und Tabelle 2)


Die paläolithische Forschung im Rheinland begann 1856 mit der Entdeckung von Funden im

Neandertal. Mit einem größeren zeitlichen Abstand wurden im Jahre 1914 und dem

darauffolgenden Jahr weitere Fundplätzen in Oberkassel, Viersen und Rheindahlen gefunden

(BOSINSKI 1978: 24 ff.). Im Laufe des letzten Jahrhunderts wurden zahlreiche Fundplätze in

der Literatur beschrieben, die möglicherweise ins JP datieren. Viele neue kamen in den letzten

Jahren dazu. Entgegen den Aussagen von HAHN (1989: 273) oder HEINEN (1995: 43) zeigte

sich, dass Fundplätze des Aurignaciens nicht selten, sondern annähernd so häufig wie Fund-

plätze des Magdaléniens in der NRB vertreten sind. Im Vergleich dazu sind Funde aus dem

mittleren Abschnitt des JP sehr selten. Dies mag mit dem Kältemaximum während des

Hochglazials zusammenhängen, weshalb Siedler als auch die Tiere möglicherweise bevorzugt

südlichere Standorte aufsuchten. Von den wenigen Fundplätzen des Gravettien sind zudem

bislang nur Oberflächenfundplätze im Untersuchungsgebiet vertreten. Jedoch gibt es generell

nur drei jungpaläolithische in-situ-Fundplätze. Zu diesen Lokalitäten zählen die aurignacien-

zeitlichen Fundstellen Lommersum (HAHN 1989) und Langweiler (LÖHR 1972). Aus dem

Magdalénien sind in-situ-Funde von Inden-Altdorf bekannt (HEINEN und NEHREN 2001). Dass

größtenteils nur Oberflächenfundplätze bekannt sind, hängt zum einen damit zusammen, dass

viele Fundstellen aufgrund von Sedimentationsprozessen der vergangenen Jahrzehntausende

durch mächtige Sedimente überlagert wurden. Mit den heutigen Prospektionsmethoden

können solche Lokalitäten nicht auf direktem Wege aufgespürt werden (HORN 2006: 3). Zum

anderen wurden die Fundplätze aufgrund ihres hohen Alters vermehrt Erosionsprozessen

unterworfen, sodass viele in-situ-Plätze bereits zerstört sind (HAHN 1989: 273). Bei Betrach-

tung von Abb. 9 fällt auf, dass die meisten Fundstellen im Nordwesten der NRB lokalisiert

sind. Dies mag damit zusammenhängen, dass in diesem Teil des Untersuchungsgebiets die

Lössmächtigkeiten tendenziell gering ausfallen. Dies könnte dazu führen, dass Funde dort

bereits aufgrund erosiver Prozesse aus ihrem stratigraphischen Zusammenhang gerissen

wurden. Andersherum betrachtet wäre anzunehmen, dass sich im Südwesten der NRB nur

wenige Fundstellen befinden, da dort mächtige Lössauflagen akkumuliert wurden. Meist

finden sich Artefakte in diesem Bereich des Untersuchungsgebiets an Erosionsrändern, wo die

fundführenden Schichten ausstreichen. Aus dieser geomorphologischen Fundposition ergibt

sich ebenfalls ein erosionsbedingter Zusammenhang von Oberflächenfundplätzen.

Als typische Position einer jungpaläolithischen Fundstelle wird in der Literatur die Hang-

schulter von Osthängen angeführt. Diese Lee-Lage bietet Schutz vor Wind und trotzdem eine

gute Sicht über die Umgebung. Oftmals lagerten die Menschen auch auf einem Geländesporn


aufgrund der weitreichenden Sicht über die davorliegende Ebene. Gemein haben diese Plätze

eine gewässernahe Lage (BRUNNACKER et al. 1978: 284). Darüber hinaus gibt es aber auch

einige Plätze in den Niederungen. Beispielsweise befindet sich der Fundplatz Inden-Altdorf 6

im Mündungsbereich zweier Flüsse, jedoch bleibt die Motivation zum Aufsuchen dieser insel-

artigen Lage unklar. Erwägungen hinsichtlich der Lage sprechen für die Jagd auf Wasservögel

oder ziehen den Fischfang in Betracht (HEINEN und NEHREN 2001: 70).

Meist werden die Fundplätze hinsichtlich ihrer funktionalen Nutzung als „Basislager“ oder

„Jagdlager“ bezeichnet. Jedoch geht die Differenzierung vieler Plätze aufgrund ihrer spezifi-

schen Funktionen weit über diese Gliederung hinaus. Deshalb hat sich mittlerweile die

Bezeichnung „Special-Task-Camp“ für Fundplätze mit einer bifunktionalen Nutzung etabliert,

wie dies z. B. bei Beeck der Fall ist. Diese Plätze wurden meist aus jagdstrategischen Gründen

aufgesucht und befinden sich daher an Aussichtspunkten. Weiterhin dienten die Plätze auch als

Schlagplatz zur Herstellung von Grundformen und (Stein-)Werkzeugen (JÖRIS et al. 1993:

270 f.).

Das Spektrum der recherchierten Lokalitäten streut von Einzelfundplätzen bis hin zu

Siedlungsplätzen mit mehrmaliger Besiedlung. Dabei variiert die Anzahl der Artefakte von

Fundplatz zu Fundplatz, jedoch bieten Fundplätze, bei denen Grabungen durchgeführt wurden,

tendenziell ein größeres Inventar als dies bei Oberflächenfundplätzen meist der Fall ist.

Generell spricht eine höhere Funddichte für eine längere oder mehrmalige Besiedlung. Im

Allgemeinen wurden primär lokale Gesteine für die Steinindustrie verwendet. Jedoch stammen

die Rohmaterialien auch aus Gegenden, die bis zu 300 km von der eigentlichen Fundstelle

entfernt sind (FLOSS 1994).

Wie Tab. 2 zeigt, erfolgt die zeitliche Zuordnung der meisten Fundplätze anhand formen-

kundlich-technologischer Merkmale. Lediglich in Alsdorf und Langweiler 2 erfolgte eine

geochronologische Einordnung. In Rheindahlen wurden zwar weiterführende Untersuchungen

durchgeführt, jedoch tragen diese nicht zur Klärung der Einordnungsschwierigkeiten von

Schicht A1 bei, sondern konzentrieren sich vielmehr auf die mittelpaläolithischen Fund-

schichten. Umfassendere, geowissenschaftliche Einordnungen mittels Geländearbeiten und

weiterführenden Untersuchungen erfolgten nur für die Fundstellen Lommersum und

Oberkassel. Jedoch können geowissenschaftliche Arbeiten ergänzend zur archäologischen

Datierung einen wesentlichen Beitrag zur chronologischen Einordnung liefern, was im

Folgenden anhand einiger Beispiele veranschaulicht wird.


Bergheim-Büsdorf

In Bergheim-Büsdorf wurden im Zeitraum von 1980 bis 1986 insgesamt dreizehn Artefakte

(vgl. Tab. 3) mit einer weißen Patina gefunden. Einige weisen zudem eine blassblau-weiße

Patinierung auf, die zu einem späteren Zeitpunkt an abgeplatzten Stellen entstanden ist (AULER

und STACHOWIAK 1988). Diese entstanden möglicherweise durch klimatisch bedingte Pro-

zesse, die im Zusammenhang mit Kryoturbation und Eiskeilpseudomorphose stehen (HAHN

1972: 61; LÖHR 1972: 41). Einige der Artefakte können anhand ihrer Typologie37 chrono-

logisch gut eingeordnet werden. Aufgrund der archäologischen Ansprache hinsichtlich der

formenkundlichen Einordnung von zwei kantenretuschierten Klingenkratzern (vgl. Abb. 10)

besteht bislang die Annahme, dass es sich um eine frühjungpaläolithische Fundstelle aus dem

Aurignacien handelt, die möglicherweise in Verbindung mit dem ca. 30 Kilometer südlich

gelegenen Fundplatz in Lommersum steht (vgl. Abb. 9) (AULER und STACHOWIAK 1988). Der

Fundplatz Bergheim-Büsdorf wird auf ein Alter von 35 ka BC geschätzt (STEFFEN 1986).

Abb. 10: Silexartefakte Büs. 2 und Büs. 3 der Fundstelle Bergheim-Büsdorf (Maßstab 1:1) (verändert nach AULER und STACHOWIAK 1988: 293)

37 Bei der typologischen Ansprache werden die Artefakte bestimmten Kategorien zugeordnet. Meist wird unter-

schieden zwischen Werkzeugen, Grundformen und Abfallprodukten. Weiterführend erfolgt eine formenkund-liche und funktionale Analyse der einzelnen Artefakte. Je nachdem wie charakteristisch ein bestimmtes Merk-mal (ausgeprägt) ist, lassen sich die Artefakte demnach unterschiedlichen Technokomplexen zuordnen. Manche Formen sind jedoch nicht zweifelsfrei einer speziellen Industrie zu zuordnen. Dies gelingt jedoch umso besser, desto mehr unterschiedliche Formen an der untersuchten Fundstelle gefunden wurden (HAHN 1991; HEINEN 1995; LÖHR 1988).


Tab. 3: Katalog der Fundstücke von Bergheim-Büsdorf (verändert nach AULER und STACHOWIAK 1988: 293 f.)

Lfd. Nr. Artefaktansprache Länge

[mm]

Breite

[mm]

Dicke

[mm]

Gewicht

[g]

Zeichnung im Maßstab 1:4

Büs. 1 Kernsteinfragment 66 72 41 195

Büs. 2 Klingenkratzer 47 28 9 13 s. Abb. 10

Büs. 3 Klingenkratzer 51 31 8 18 s. Abb. 10

Büs. 4 Klingenfragment 43 42 14 27

Büs. 5 Klingenfragment 21 35 10 12

Büs. 6 Abschlagfragment 34 32 10 12

Büs. 7 Abschlag 47 33 13 21

Büs. 8 Trümmerstück 47 34 17 21

Büs. 9 Trümmerstück 34 26 13 10

Büs. 10 Kernsteintrümmer 51 33 28 31

Büs. 11 Abschlag 46 20 11 11

Büs. 12 Abschlag 61 54 23 73

Büs. 13 Silexfladen 96 84 42 460 keine Zeichnung

vorhanden


Als Fundort der Silices wird eine Kieslinse angegeben (vgl. Abb. 11). „Die Artefakte wurden

auf der Flur ’Am Mühlenberg‘ in halber Höhe des Osthanges [sic!] eines seichten, geschlos-

senen Tälchens aufgelesen. Das Tal ist Teil eines ausgedehnten Lößhöhenzuges zwischen

Büsdorf und Glessen. Die Fundstelle steht in deutlichem Zusammenhang mit der Quellmulde

dieses Tales“ (AULER und STACHOWIAK 1988: 289). Zur Zeit der Suchgrabung existierte dort

ein Standort mit Weiden, die als Feuchtigkeitsanzeiger interpretiert werden können. Ansonsten

wurden die übrigen Flächen des Hangs damals ackerbaulich genutzt (AULER o. J.: 14). Auf-

grund des Reliefs (vgl. Abb. 6) und der ehemaligen Vegetation im Talbereich kann vermutet

werden, dass sich dort zur Zeit des Aurignaciens ein Bachlauf befand, was ein wichtiges Krite-

rium für die Besiedlung im JP war.

Im Oktober und November 1986 wurde von Archäologen des Instituts für Vor- und Früh-

geschichte der Universität zu Köln in Zusammenarbeit mit Geologen eine Sondagegrabung

durchgeführt. Dazu wurde ein Sondagestreifen mit nördlicher Ausrichtung durch den Bereich

der Kieslinse verlegt (vgl. Abb. 11). Die Sondagelinie wurde mit einer Länge von 67 m und

einer Breite von 1 m angelegt. Innerhalb dieser Grenzen wurden 10 Suchlöcher (SL) mit einer

Fläche von je 1 m² eingemessen. Die SL wurden über einen Abschnitt von 47 m des Sondage-

streifens verteilt, wobei SL 3 und 4, SL 5 und 9 sowie SL 7 und 8 jeweils als Doppelquadrate

angelegt wurden. Weiterhin wurde ein 3 m langer Suchquadratmeterstreifen der SL 1, 2 und 10

abgesteckt (vgl. Abb. 11). „Die ersten Suchlöcher wurden […] mit Schaufel (Humus) und

Kelle (Lößlehm) eingetieft, die folgenden Suchlöcher komplett durchgesiebt (Humus und

Lößlehm bis auf den Mittelterrassenkies [sic!]). Die Maschengröße des Siebes betrug dabei

0,6–0,7 cm“ (AULER o. J.: 14).

Die türkis markierten Höhenangaben auf der Karte (vgl. Abb. 11) wurden durch Projektion der

Kartendaten des Sondageberichts von AULER (1988: 291) in die dargestellte Karte übernom-

men. Der schwarze Höhenpunkt der digitalen Deutschen Grundkarte (Landesvermessungsamt

(LVA) NRW 2008), welche als Kartengrundlage verwendet wurde, liegt laut dem digitalen

Geländemodell von NRW (LVA NRW 2008) abweichend von der Kartenangabe auf einer

Höhe von 101,8 m ü. NN. Der türkis markierte Höhenpunkt liegt laut dem digitalen Gelände-

modell hingegen bei 101,2 m ü. NN und stimmt insofern besser mit den Höhenangaben des

digitalen Geländemodells überein.


Abb. 11: Karte der Grabungsarbeiten von 1986 zur Fundstelle Bergheim-Büsdorf (eigene Darstellung nach Daten- und Kartengrundlage)


Die Sondagelinie verlief knapp unterhalb der Höhenlinie 110, wobei die nördlichen SL höher

liegen als die südlichen (vgl. Abb. 11 und Abb. 12) (AULER und STACHOWIAK 1988: 289 f.).

Laut dem digitalen Geländemodell von NRW (LVA NRW 2008) liegt die Sondagelinie auf

einer Höhe von 110,7 bis 106,8 m ü. NN und die mittlere Höhe der SL bei 110,7 m ü. NN für

SL 7/8, bei 109,7 m ü. NN für SL 6, bei 108,9 m ü. NN für SL 5/9, bei 108,3 m ü. NN für

SL 1/2/10 und für SL 3/4 bei 107,7 m ü. NN.

Abb. 12: Sondageprofil der Suchgrabung zur Fundstelle Bergheim-Büsdorf (verändert nach AULER und STACHOWIAK 1988: 292)

Im Zuge der Sondagegrabung wurde ein Bodenprofilquerschnitt gezeichnet. Die Basis bilden

rote, sandige Terrassenkiese, deren Oberfläche stark gewellt und komprimiert ist. Darüber

lagert homogener, weicher Lösslehm, dessen Mächtigkeit nach Süden zunimmt (AULER o. J.:

15). Dieser wird wiederrum von einem ca. 0,4 m mächtigem Ap-Horizont überlagert. Bei den

nördlichsten SL 6–8 befand sich der Ap-Horizont fast direkt über dem Terrassenkies. Dort

waren nur Ansätze einer Lösslehmschicht erkennbar. Bei dem südlichsten Doppelquadrat von

SL 3/4 war die Auflage des Lösslehms mit einer Mächtigkeit von 0,8 m am größten (AULER

und STACHOWIAK 1988: 290). Das Gefälle zwischen den nördlichen und südlichen

Suchlöchern spiegelt sich in dem beschriebenem Profilquerschnitt der Suchlöcher wider. In

diesem Bereich kam es laut AULER und STACHOWIAK (1988: 290) durch Bodenerosions-

prozesse, wie Hangrutschungen oder Abschwemmungen, zu einer hangabwärtigen Verlage-

rung des Lösslehms.

In archäologischer Hinsicht konnten jedoch keine weiterführenden Erkenntnisse zur Fundstelle

gewonnen werden. Es wurde in SL 6 ein Silex gefunden, der sich 0,08 Meter unter

Geländeoberfläche (m u. GOF) im Ap-Horizont befand und daher keinerlei archäologisch-

stratigraphische Aussage birgt. Ansonsten wurden auch keine andersartigen (Be-)Funde, wie

auffällige Strukturen, Verfärbungen, Schichten o. Ä., im Lösslehm gemacht (AULER und

STACHOWIAK 1988: 290).


Langenich

Nur wenige Kilometer südlich von Bergheim, wurde nahe Langenich eine mikrolithische

Klinge (vgl. Abb. 13) gefunden, die möglicherweise ein jungpaläolithisches Alter besitzt (HINZ

1969: 28). Aufgrund der geringen Entfernung besteht möglicherweise ein Zusammenhang mit

Bergheim-Büsdorf. Weiterhin gilt es zu klären, warum die Klinge von HINZ (1969: 267) im

Katalog bei den mesolithischen Funden abgelegt wurde, zuvor allerdings eine andere zeitliche

Ansprache erfolgte.

Abb. 13: Einzelfundstück der Fundstelle Langenich (Maßstab 1:1) (HINZ 1969: Tafel 1 ff.)

Langweiler 2

Die Fundstelle Langweiler 2 existiert wegen dem örtlichen Braukohleabbau mittlerweile nicht

mehr. Ehemals befand sich die Fundstelle im unteren Abschnitt eines flachen Osthangs in

Flussnähe. Wahrscheinlich wurden die gefundenen Artefakte dort sekundär abgelagert. Die ur-

sprüngliche Position befand sich eher im Bereich der Hangschulter, was anhand der Hori-

zontalverteilung der Artefakte im Zusammenhang mit der Sedimentationsrichtung abgeleitet

wurde. An der Fundstelle wurde im Zuge der durchgeführten Grabung ein geologisches Profil

aufgenommen und die Fundstücke dreidimensional eingemessen. Durch genetische Inter-

pretation der Schichtenfolge und stratigraphische Korrelation, konnte die Fundschicht zeitlich

vor dem Denekamp-Interstadial eingeordnet werden. Die archäologische Datierung ordnet die

Funde dem JP zu, mit Tendenz zum frühen Abschnitt dieser Periode. Da sich für die Artefakte

aufgrund der Stratigraphie das Denekamp-Interstadial als „terminus ante quem38“ ergab und

für diesen Zeitabschnitt innerhalb Mitteleuropas ansonsten kein anderer Technokomplex

bekannt ist, datieren die Funde demnach ins Aurignacien (LÖHR 1972: 14 f., 37 ff.).

38 lat. für: Ereignis fand vor diesem Zeitpunkt statt (HÖLSCHER 2006: 48)


Lommersum

Die ersten Untersuchungen in Lommersum begannen vor 44 Jahren. Insgesamt erfolgten

zwischen 1969–1978 in Lommersum 1 mehrere Grabungskampagnen neben anderen Gelände-

arbeiten, die durch weiterführende Untersuchungen ergänzt wurden. Bei den einzelnen Gra-

bungen wurden teilweise unterschiedliche Ziele verfolgt und verschiedene Areale der Lokalität

untersucht (HAHN 1989).

Bei den Grabungen erfolgte eine 3D-Einmessung der Fundstücke (HAHN 1970: 3). Zudem

entwickelten sich im Laufe der Grabungen kontinuierlich Fortschritte hinsichtlich der

Grabungsmethode. Die Entwicklung macht die einzelnen Grabungen untereinander zwar

schlechter vergleichbar, jedoch ergeben sich dadurch viele Verbesserungen (HAHN 1989: 13).

Während die erste Grabung lediglich den Zweck verfolgte archäologische Funde und Befunde

zu ergraben, sollte die zweite Kampagne im Jahre 1971 die Grabungsstelle ausdehnen, um die

zuvor gefundene Feuerstelle vollständig freizulegen (HAHN 1974a: 13). Zwar wurde 1971

bereits eine erste Sondage im talwärtigen Bereich durchgeführt (HAHN 1973/1974: 37), jedoch

verlagerten sich die Sondagearbeiten erst 1972 an den Hangfuß. Dieses Areal wurde bei der

Grabungskampagne 1973 erweitert (HAHN 1989: 8). Da am Hangfuß mächtigere Horizonte zu

erwarten waren, wodurch sich der stratigraphische Zusammenhang leichter erschließen lässt,

wurde hinsichtlich der Grabungsmethode eine Veränderung vorgenommen. Bei den Sondagen

von 1972 und 1973 verfolgten die Wissenschaftler das Ziel, ein geologisches Profil im

Zusammenhang mit den archäologischen Straten zu erstellen (HAHN 1974a: 13).

Vier Sedimentationszyklen fanden sich in der 5,5 m tiefen Grabung von 1972. Dabei zeigt sich

ein hangwärtiges Ausstreichen der Horizonte, weshalb am oberen Hang nur noch einer der vier

Sedimentationszyklen zu finden ist. In drei dieser Zyklen befanden sich Artefakte, Knochen

und eine Feuerstelle in einem als „IIc“ bezeichneten Horizont. Dieser Horizont befindet sich

in-situ, was auch eine Feuerstelle und deren Untersuchung belegt (HAHN 1973/1974).

Durch die Fortsetzung der Grabungen konnte 1973 und 1974 ein weiterer in-situ-Horizont

gefunden werden. Dieser trägt die Bezeichnung „IId“ und befindet sich im Liegenden der

bereits vorher sondierten Fundschicht IIc. Beide Horizonte weisen für den Zeitraum ihrer

Besiedlung eine Rötelverfärbung auf. Zwischen den roten Lagen von IId und IIc wurde etwa

10 cm Löss abgelagert. Dies ist ein Indiz dafür, dass es in Lommersum 1 mindestens zweimal

eine Besiedlung gegeben hat. Zeitlich liegen dazwischen möglicherweise 10 oder 100 Jahre,

was sich anhand der Lössmächtigkeit jedoch nicht genau sagen lässt (HAHN 1976: 296). Die


drei letzten Grabungen befassten sich schwerpunktmäßig mit der Untersuchung und

(Be-)Fundsicherung der fundführenden Schichten am Hangfuß (HAHN 1989: 8).

Ergänzend zu den Grabungen wurden insgesamt acht Bohrungen von bis zu 2 m Tiefe mittels

Künzelstab abgeteuft. Diese sollten Aufschluss darüber geben inwiefern pleistozäne Sedimente

in den untersuchten Bereichen vorhanden sind. Weiterhin war das Ziel die Erstellung einer

Sedimentabfolge, die sich aus den Bohrreihen ergeben sollte. Meist wurde aufgrund der

Verdichtung des Untergrundes die gewünschte Bohrtiefe nicht erreicht. Lediglich eine

Bohrung am Unterhang brachte Erkenntnisse hinsichtlich der Ablagerungsmechanismen, die

auf klimatisch geprägte Vorgänge im Zusammenhang mit dem Paläorelief schließen lassen. In

primärer Lagerung findet sich Sand im Hangenden und im Liegenden der Löss von Fund-

horizont IIc. Dazwischen lagert als Übergang zwischen beiden Fazies ein sandig-schluffiges

Substratgemisch (HAHN 1989: 25 f.).

Aufgrund finanzieller Mittel konnte jedoch nur eine unzureichende Zahl an Bohrungen durch-

geführt werden. Dies hing vor allem mit dem Aufwand der damaligen Methode zusammen. Da

das primäre Untersuchungsziel in der archäologischen Grabung bestand, blieb für geo-

wissenschaftliche Geländearbeiten nur wenig Zeit. HAHN (1989: 26) empfiehlt die Bohrungen

in ausgedehntem Umfang zu wiederholen, wenn dies zu einem späteren Zeitpunkt durch

Weiterentwicklung der Methode umsetzbar ist (HAHN 1989: 26). Mit den heutigen Bohr-

geräten ließe sich im Gegensatz zu damals die geforderte Bohrtiefe von 5 m realisieren und

falls nötig eine Abfolge des Hangverlaufs durch neue Bohrungen erarbeiten.

Bei den Grabungen hat sich ergeben, dass die Fundschichten Richtung Norden einfallen

(HAHN 1976: 290). Die in-situ-Fundschicht IIc befindet sich unmittelbar unter dem Inner-

würmboden I. Das Hangende datiert in das Denekamp-Interstadial und das Liegende in das

Hengelo-Interstadial. Diese stratigraphische Einordnung passt zeitlich auch zu den 14C-Daten,

deren Proben dieser Fundschicht entnommen wurden. Über dem Innerwürmboden I lagert der

Innerwürmboden II, der in Lommersum 1 wiederum vom Innerwürmboden III überlagert wird.

Zwischen diesen beiden Interstadialböden konnten für Lommersum 1 die Ablagerungen des

Eltviller Tuffs nachgewiesen werden (BRUNNACKER et al. 1989). Zudem gibt es im Profil eine

Diskordanz, die als überregionale Klimaerscheinung interpretiert wird. Aufgrund vergleich-

barer Ausprägungen besteht eine stratigraphische Korrelation zu Böden in Langweiler und

Belgien. Deshalb wird angenommen, dass die interstadiale, verbraunte Zone des diskordanten

Horizonts als Stillfried-B-Boden parallelisiert werden kann (HAHN 1972: 64).


Weiterführend konnte durch Zusammensetzen von Artefakten belegt werden, dass teilweise

Fundhorizonte zeitlich zusammengehören, obwohl sie sich überlagern. Dies war wichtig für

die stratigraphische Rekonstruktion (HAHN 1976: 294) und belegt die Hypothese, der erosiven

Abtragung von Bereichen der Hangschulter. Diese wurden dann im Tal über Horizonten

gleicher Zeitstellung wieder abgelagert (HAHN 1989: 309), d. h. die in-situ-Schichten am

Hangfuß wurden durch parautochthone Schichten überlagert. Hierbei ist zu beachten, dass die

archäologischen Schichten im Liegenden nicht älter als die Fundschichten des Hangenden

sind, sich jedoch hinsichtlich ihres Ablagerungsalters am Hangfuß unterscheiden (OWEN

1989). Da die Fundhorizonte scheinbar als Sedimentpaket verlagert wurden, konnten sie daher

zusammenhängend bei der stratigraphischen Einordnung angesprochen werden (STREET et al.

1999: 447).

Aus der Fundschicht IIc wurden die meisten Fundstücke geborgen (HAHN 1970: 7). Lateral

retuschierte Klingen sind u. a. die häufigsten Fundstücke unter den bearbeiteten Artefakten

(HAHN 1989: 309). Ein Vergleich von Klingenkratzen aus Lommersum 1 (vgl. Abb. 14) mit

solchen aus Bergheim-Büsdorf (vgl. Abb. 10) zeigt, dass diese eine große Ähnlichkeit auf-

weisen.

Abb. 14: Zwei Klingenkratzer aus dem Fundhorizont IIc in Lommersum 1 (Maßstab 1:1) (verändert nach HAHN 1989: Tafel 16)

Die Artefakte aus den Fundschichten von Lommersum 1 und die Oberflächenfunde,

bestehen überwiegend aus lokalem Maasfeuerstein. Ein kleiner Teil besteht noch aus

(Süßwasser-)Quarzit und aus Quarz oder Radiolarit (HAHN 1974a: 6, 32). Hinsichtlich der

Patinierung der Artefakte lässt sich sagen, dass diese vom Hangenden zum Liegenden

abnimmt (HAHN 1973/1974: 40). Aufgrund der Tatsache, dass die Patina in Lommersum 1 von

der Tiefenlage abhängig ist, lassen sich in diesem speziellen Fall einzelne Artefakte


unterschiedlichen Fundhorizonten zuweisen. Beispielsweise stammen Fundstücke mit einer

roten Patina aus der Fundschicht IIc, die ebenfalls eine Rotfärbung aufweist (HAHN 1974a: 8).

Aus typologischer Sicht werden in Lommersum 1 zwei Zentren unterschieden. Zum einen wird

die gefärbte Rötelzone als „Wohnbereich“ interpretiert. Zum anderen befand sich im Bereich

der Feuerstelle eine „Zerlegungszone“, wo das Fleisch aufbereitet wurde (HAHN 1974b: 108).

Die Einordnung der Fundstelle in einen größeren Kontext erfolgte durch ethnographische

Vergleiche. Dabei wurde die Funktion der Lokalität besprochen und die Nutzung der lokalen

Ressourcen diskutiert. Neben der Besiedlungsdauer und -häufigkeit wurde versucht ein Sied-

lungsmuster zu erarbeiten. Abschließend wurden in diesem Zusammenhang die Lebens-

bedingungen der jungpaläolithischen Menschen beschrieben (BERKE und HAHN 1989; HAHN

1989: 272 ff.).

Weiterführend wurden zwei experimentelle Untersuchungen gemacht. Zum einen wurden

Brennversuche an steinernen Artefakten durchgeführt, um festzustellen welche Veränderungen

durch starke Hitzeeinwirkung bei den unterschiedlichen Rohmaterialien auftreten. Zum

anderen wurde eine experimentelle Feuerstelle für diverse Rekonstruktionszwecke angelegt

(HAHN 1989: 63 ff.).

Für die Freilandstation wurden damals auch Messungen zum Mikroklima erprobt, um Ver-

gleiche zum Paläoklima anstellen zu können. Daraus ergibt sich wiederum ein Zusammenhang

mit der Paläobodenbildung (HAHN 1989: 4 ff.; 1974a: 25). Als weitere geowissenschaftliche

Untersuchungen sind Schwermineral- und Sedimentanalysen zu nennen sowie paläomagne-

tische Messungen (HAHN 1974a: 23).

Eine Pollenanalyse sowie eine Molluskenbestimmung ergab, dass Horizont IIc während einer

ariden und trockenen Klimaphase abgelagert wurde, während der sich eine steppenartige

Vegetation ausgebildet hatte (HAHN 1989: 308). Außerdem sprechen die palynologischen

Untersuchungen für kleine Klimaschwankungen, die zwischen feucht-kalt und trocken-kalt

oszillieren (HAHN 1974b: 106).

Weiterhin wurden von den gefundenen Holzkohleresten die Baumarten bestimmt (HAHN 1989:

50). Im Zuge von archäochemischen Untersuchungen wurden einerseits Brennversuche an

Löss durchgeführt (HAHN 1989: 52 f.), andererseits wurden von Sedimentproben Elementar-

analysen angefertigt. Zudem wurde Knochenöl untersucht, um dadurch Erkenntnisse zur

Fauna zu erlangen (ROTTLÄNDER 1989). Zur belegten Fauna für Lommersum 1 gehören vor

allem Ren und Wildpferd neben fünf anderen Tieren, die in geringer Zahl gefunden wurden


(HAHN 1989: 309). Die tierischen Relikte finden sich in allen Fundschichten (HAHN

1973/1974: 40). Die Radiokarbondatierung wurde an Knochen bzw. Knochenkohle aus der in-

situ-Fundschicht IIc vorgenommen. Dabei ergaben sich zwei Gruppen, die einen chrono-

logischen Abstand aufweisen. Sie datieren in einen Zeitraum zwischen 32 und 29 ka BP

(DOMBEK und HAHN 1989).

Die Fundstelle in Lommersum 1 besitzt im Vergleich zu anderen jungpaläolithischen Fund-

plätzen eine Sonderstellung, da sich über den langen Zeitraum, der seit der Besiedlung im JP

vergangen ist, normalerweise das Knochenmaterial zersetzt hat. Entgegen den Erwartungen

fanden sich in Lommersum 1 im Bereich einer Feuerstelle Knochen und Knochenkohle.

Zudem lagern zwei der Fundschichten in-situ, was einen stratigraphischen Vergleich mit

anderen Böden möglich macht (HAHN 1976: 298). Die stratigraphische Korrelation der geo-

logischen Horizonte und die formenkundliche Interpretation der Artefakte ordnen die beiden

in-situ-Fundschichten übereinstimmend einem entwickelten Aurignacien zu. Dem schließen

sich auch die 14C-Daten und die palynologischen Untersuchungen an (HAHN 1995; 1974a:

42 ff.).

Obgleich die Zeitstellung dieser herausragenden Fundstelle geklärt scheint, wäre eine geo-

wissenschaftliche Neubearbeitung durchaus sinnvoll. Zunächst könnte durch eine Unter-

suchung am Hangfuß überprüft werden, ob die liegenden, parautochthonen Schichten mit den

hangenden in-situ-Schichten stratigraphisch korrelieren. Ein zeitlicher Zusammenhang ergab

sich durch die Zusammensetzung von Artefakten, nicht jedoch durch direkte, geowissen-

schaftliche Vergleiche. Durch neue und umfassendere Bodenuntersuchungen könnte die Vali-

dität dieser „Sedimentpaket-Verlagerungstheorie“ überprüft werden.

Weiterhin erfolgte in der NRB bislang noch keine geochronologische Einordnung von anderen

Fundstellen mit ähnlicher Zeitstellung wie Lommersum 1 außer für Langweiler 2. Die der-

zeitige Datierung der anderen Fundstellen basiert auf einer Einordnung anhand typologischer

Merkmale. Durch neue geowissenschaftliche Untersuchungen könnten vergleichbare Ergeb-

nisse für Lommersum 1 und andere aurignacienzeitliche Fundstellen gewonnen werden, sodass

eine pedostratigraphische Korrelation der Bodenprofile möglich wäre. Durch Bestimmung der

stratigraphischen Lage von potentiellen in-situ-Fundschichten ließe sich und zusammen mit

weiterführenden Rekonstruktionen der Fundlokalitäten möglicherweise die Lage von jung-

paläolithischen Siedlungen bestimmen. Dadurch könnte wiederum die Validität der zeitlichen

Einordnung von Lommersum 1 durch umfassende Vergleichsmöglichkeiten überprüft werden.


Abschließend soll kurz erwähnt werden, dass es neben Lommersum 1 im Umkreis von rund

1 km noch weitere Oberflächenfundplätze gibt. Bei den Funden handelt es sich teilweise um

Einzelfunde, weshalb das Inventar zeitlich meist nicht sicher eingeordnet werden kann. An

diesen Standorten wurde jeweils nur eine Sondage durchgeführt. Die beschriebenen Ge-

ländearbeiten und weiterführenden Untersuchungen beziehen sich auf Lommersum 1(a, b)

(HAHN 1989). Im Falle einer Planung von geowissenschaftlichen Untersuchungen für Lom-

mersum sollte die Lage der anderen Lokalitäten dabei, wenn möglich, berücksichtigt werden.

Tetz, Jülich, Stotzheim und Schweinheim

In der NRB gibt es zudem vier neue Fundstellen, die aufgrund der lithischen Fundstück-

merkmale in das Aurignacien datieren. Neben den Fundplätzen Tetz und Jülich im Nordwesten

der Bucht, gibt es im Süden des Untersuchungsgebiets zwei Fundstellen, die sich in der

unmittelbaren Umgebung von Lommersum befinden. Die beiden Fundlokalitäten Schweinheim

und Stotzheim liegen im Übergangsbereich zwischen Eifel und NRB (HOLZKÄMPER und

MAIER 2012). In Stotzheim wurden neben Funden späterer Zeitstellung schätzungsweise 20

Artefakte aus dem JP gefunden. Darunter befindet sich u. a. ein Kiel- oder Nasenkratzer, der

eine typologisch-chronologische Zuordnung zum Aurignacien erlaubt (KUHN 2013).

Neukirchen 30

Bei dem Einzelfund (vgl. Abb. 15) der Fundstelle Neukirchen 30 handelt es sich laut BRANDT

(1982: 21) um ein Gravette-Messer aus dem gleichnamigen Gravettien. Jedoch beschreibt sie

später das Messer im Katalog der Publikation als spätpaläolithisch (BRANDT 1982: 185). Da

sich bei der Literaturrecherche zu jungpaläolithischen Fundstellen zeigte, dass Funde aus dem

mittleren JP sehr selten sind, sollte diesem Widerspruch nachgegangen werden und bestenfalls

eine erneute formenkundliche Ansprache und Einordnung durch einen Archäologen erfolgen.

Falls es sich nach typologischen Kriterien um ein Artefakt des Gravettien handeln sollte, wäre

weiterführend zu klären, ob für diese Lokalität geowissenschaftliche Untersuchungen sinnvoll

sind, um die Fundstellensituation näher zu untersuchen.


Abb. 15: Einzelfundstück der Fundstelle Neukirchen 30 (Maßstab 1:2) (BRANDT 1982: Tafel 29)

Muffendorf-Marienforst

Als eine weitere Fundstelle, die wahrscheinlich dem Gravettien zugeordnet werden kann, ist

Muffendorf-Marienforst zu nennen. Das Inventar der Funde umfasst gestielte Artefakte, die

den Fundplatz dem mittleren JP zuordnen. Aufgrund dieser Fundstücke datiert der Fundplatz

formenkundlich hingegen nicht mehr ins späte JP (FLOSS 1989: 167). Von LÖHR (1971:

474 ff.) wird eine chronologische Einordnung angegeben, die einen größeren Zeitrahmen auf-

spannt, da seiner Meinung nach keine konkrete Zuordnung zu einem bestimmten Techno-

komplex innerhalb des JP möglich sei. Fortführend schließt er jedoch eine Zuordnung zum

Gravettien oder zum Magdalénien aus. Dies begründet er anhand lithischer Merkmale

ausgewählter Fundstücke. Aufgrund fehlender Rückenstumpfung ist dies laut archäologischer

Meinung ein Argument für eine aurignacoide Einordnung. Die Importanz dieses Fundplatzes

ergibt sich neben der zeitlichen Einordnung auch aufgrund des Fundreichtums. Der Ober-

flächenfundplatz ist hinsichtlich der Artefaktanzahl mit den fundreichen Lokalitäten Lommer-

sum oder Langweiler 2 vergleichbar. Jedoch wurden in Muffendorf-Marienforst noch keine

archäologischen als auch geologischen Geländearbeiten durchgeführt, die aufgrund der be-

sprochenen Aspekte durchaus Chancen für weiterführende Funde bieten (LÖHR 1971: 476).

Beeck

Der Fundplatz Beeck wurde anhand formenkundlicher Artefaktdatierung dem Magdalénien

zugeordnet. Durch Hühnerprospektion konnten für diesen Fundplatz insgesamt 1893 Artefakte


aufgelesen werden. Seit 1993 wurden die Oberflächenfunde zweidimensional eingemessen,

sodass durch die Kartierung von 1033 Artefakten eine Fundverteilung erstellt werden konnte.

Der Bereich mit einer erhöhten Konzentration an Oberflächenfunden wurde durch eine

Grabung näher untersucht (SCHMITZ et al. 1998). Dabei gab sich „eine im Umriss unregel-

mäßig rundliche Verfärbung mit einem Durchmesser von gut 1 m und einer Tiefe von ca.

0,55 m zu erkennen“ (SCHMITZ et al. 1998: 25). Bei diesem Befund handelt es sich um eine

Grube in der 106 Artefakte gefunden wurden (SCHMITZ et al. 1998). Außer der Grabung

wurden 12 Pürckhauer-Profile von 2 m Tiefe entnommen. Diese zeigten „keine erhaltenen

Parabraunerden unterhalb des Plughorizontes“ (JÖRIS et al. 1993: 259), was auf Abspül-

vorgänge zurückgeführt wird, die im Bereich der Lössbörde oftmals zu Bodenerosion führen.

Das geologische Gutachten lieferte laut JÖRIS et al. (1993: 259) keine weiteren geowissen-

schaftlichen Erkenntnisse.

Oberkassel-Rabenlay

Im Jahre 1914 wurden in einem Steinbruch in der Rabenlay paläolithische Skelette einer Frau

und eines Mannes zusammen mit den Überresten eines Hundes in einer rotgefärbten Schicht

gefunden. Beisetzungen mit rotem Farbstoff fanden seit 40 ka BC häufig statt und ziehen sich

wie ein roter Faden durch die Geschichte des JP. Für das Mittelpaläolithikum sind sie eher

untypisch. Allerdings finden sich rot eingefärbte Lagen auch noch bei Fundstellen mit einem

Höchstalter von bis zu 9 000 Jahren BC. Folglich kann dieser Aspekt nicht alleinig als

Charakteristikum des JP betrachtet werden (WEINER und WEISGERBER 2000: 189 ff.).

Weiterhin befanden sich vereinzelt Knochen von anderen Tieren, vor allem Zähne, und zwei

Kulturgegenstände bei den Skeletten. Die Funde werden als Grabbeigaben gedeutet. Ein Klein-

kunstobjekt wird mit der „coutour découpé“ des Magdalénien IV39 in Südfrankreich assoziiert.

Die 14C-Daten der Knochen liegen mit einem Alter von 12 250 ± 290 a cal BC zeitlich ver-

mutlich um das Dryas II. STREET et al. (1999: 452) ordnen die Fundstelle zeitlich dem Ende

des späten Magdaléniens zu.

Eine orientierende Grabung zeigte 1919, dass die Arbeiten im Steinbruch die Fundstelle

weitestgehend aufgedeckt hatten. Die lehmige Rötelschicht, in der die Relikte gefunden

wurden, ließ sich lediglich einen halben Meter bis in den basaltischen Schotterhang zurück-

verfolgen. Dabei wurden jedoch noch weitere Knochen in-situ gefunden (VERWORN 1919b: 3).

39 Das Magdalénien IV entspricht dem Ende des mittleren Magdaléniens (BOSINSKI 2008: 281)


Zu Beginn des 20. Jahrhunderts wurde die Fundstelle anhand der geologischen Ansprache der

Fundschicht und aufgrund von Untersuchungen an den Skeletten unter Vorbehalt dem Magda-

lénien zugeordnet (BONNET 1919; STEINMANN 1919). Eine formenkundlich-kulturelle Beur-

teilung der beiden Kulturbeigaben datierte deren Erschaffung an das Ende des Magdalénien

(VERWORN 1919a).

Neben weiterführenden Laboruntersuchungen wurde 1994 Geländearbeiten zur Nachunter-

suchung der Fundstelle durchgeführt. Zwar war die eigentliche Fundstelle durch Baumaß-

nahmen zerstört, jedoch konnte der von STEINMANN (1919: 6 ff.) beschriebene geologische

Aufbau weitestgehend bestätigt werden. Die Fundschicht befand sich im Bereich einer

Diskordanz zwischen basaltischem Hangschutt im Liegenden und äolischen Sedimenten im

Hangenden, die von STEINMANN jedoch fälschlicherweise als fluviatile Ablagerungen inter-

pretiert wurden (SCHMITZ und THISSEN 1996: 201).

Da es in dem Basaltschuttkegel des Hangenden keine Einschaltung von äolischen Sedimenten

gibt, wird für diese Ablagerungen ein holozänes Alter vermutet. Möglicherweise wurde ein

Teil des Schuttkegels auch schon während des Weichsel-Spätglazials abgelagert. Folglich

wurden die obersten äolischen Sedimente, die sich unter der Fundschicht befinden, ebenfalls

gegen Ende der Kaltzeit oder erst zu Beginn der Warmzeit dort angeblasen. Ein Jahr nach den

Geländearbeiten lagen Ergebnisse zur Bodendatierung vor, die mittels Infrarot-Licht stimulier-

ter Lumineszenz (IRSL40) ermittelt wurden. Demnach wurden die Sedimente, die sich un-

mittelbar unterhalb der rekonstruierten Fundschichtlage befinden, während eines Zeitraum von

12 180 ± 1 750 a BP und 11 170 ± 1 780 a BP dort abgelagert. Da die Fundstelle ursprünglich

dem Magdalénien IV zugeordnet wurde, welches mit der Ältesten Dryas korreliert, ist dieser

Ansatz nicht haltbar. Die Fundstelle korreliert den IRSL-Messdaten zufolge mit der Jüngeren

Dryas oder dem frühen Holozän, weshalb die rekonstruierte Fundschicht zeitlich den

Federmessergruppen des Spätpaläolithikums zu zuordnen ist (SCHMITZ und THISSEN 1996:

201). Da bei der IRSL-Analyse lediglich das Alter der rekonstruierten Fundschicht ermittelt

wurde, könnte sich hieraus möglicherweise ein Fehler in der geochronologischen Ansprache

ergeben. Da es allerdings im horizontalen Verlauf des Profils im Bereich der ursprünglichen

Fundschicht keine größeren Abweichungen gibt, ist dies eher unwahrscheinlich. Falls die

ermittelten Daten dennoch einen größeren Fehler aufweisen würden, wäre eine Einordnung in

das mittlere Magdalénien trotzdem nicht gegeben. Allerdings wäre dann eine Datierung in die

40 engl. für: infrared stimulated luminescence


letzte Phase des Magdalénien nicht auszuschließen, an die sich die „Federmesser-Gruppen“

unmittelbar anschließen.

Seit 2008 arbeitet ein interdisziplinäres Forscherteam an einer Ergänzung bzw. Erweiterung

der bisherigen Untersuchungsergebnisse, da seit der Fundstellenentdeckung vor fast hundert

Jahren bislang noch viele Fragen offen geblieben sind. Mit Hilfe moderner Methodik des

21. Jahrhunderts soll beispielsweise eine Gesichtsrekonstruktion der hominiden Schädel ange-

fertigt werden. Zudem werden diverse Analysen an der Knochensubstanz durchgeführt. Unter

anderem stehen dabei stammesgeschichtliche Untersuchungen im Focus, die neue Erkennt-

nisse zur genetischen Vernetzung innerhalb Europas hervorbringen. Im geowissenschaftlichen

Bereich soll ergänzend zur Nachgrabung von 1994 mit Hilfe einer weiteren Grabung eine 3D-

Fundplatzrekonstruktion angefertigt werden. Die Ergebnisse der weiterführenden Unter-

suchungen sollen nächstes Jahr veröffentlicht werden (SCHMITZ und GIEMSCH 2010: 348 f.).

Rheindahlen

Die Funde aus der Schicht A1 datieren laut THISSEN (1997: 119) in ein spätes Magdalénien

oder konform der gängigen Forschungsmeinung in das Spätpaläolithikum (THISSEN 1997:

119). Zeitlich umgrenzen THISSEN und KLOSTERMANN (1995) den Zeitraum auf 13–10 ka BC.

Dieser zeitliche Rahmen beruht jedoch nur auf einem formenkundlichen Vergleich. In einer

späteren Publikation beschreibt THISSEN (2006: 47) die Fundschicht A1 als spätjungpaläo-

lithisch ohne dabei eine Erklärung für diese Datierung anzuführen. Die gleiche Fundschicht

ordnet er dann jedoch ein paar Seiten weiter aufgrund formenkundlicher und stratigraphischer

Aspekte tendenziell dem Spätpaläolithikum zu (THISSEN 2006: 53). Eine zeitliche Einordnung

ist jedoch laut THIEME (1981: 48) aufgrund der unzureichenden stratigraphischen Aussagekraft

dieses Fundhorizonts nicht möglich. Zudem ist nicht sicher zu bestätigen, ob die beiden

Artefakte tatsächlich 0,60 m u. GOF im Bt-Horizont gelegen haben. Hinsichtlich der techno-

logisch-formenkundlichen Einordnung soll an dieser Stelle besonders auf eines der beiden

Fundstücke verwiesen werden, bei dem es sich um eine geknickte Rückenspitze handelt.

Hinsichtlich dieses technologischen Artefakt-Typus erscheint IKINGER (2002: 89 ff.) eine

jungpaläolithische Einordnung unwahrscheinlich, da dieser Typ bislang für die Magdalénien-

Kultur nicht nachgewiesen werden konnte. Deshalb ergibt sich vorerst aufgrund des

Ausschluss Prinzips eine spätpaläolithische Einordnung zu den Federmesser-Gruppen, die

zeitlich auf das Magdalénien folgen (IKINGER 2002: 91). Generell handelt es sich jedoch


hauptsächlich um eine mittelpaläolithische Fundstelle, die lediglich eine geringe Zahl an Arte-

fakten späterer Zeitstellung enthält (THISSEN 2006).

Bei den Fundstellen, deren Datierung nicht mit hinreichender Sicherheit erfolgen kann, handelt

es sich hauptsächlich um Oberflächenfundplätze bei denen noch keine Grabungen, geowissen-

schaftlichen Arbeiten oder weiterführende Untersuchungen und Analysen durchgeführt wur-

den. Bei Fundstellen mit kleinem Inventar war eine formenkundliche Zuordnung in vielen

Fällen nur eingeschränkt oder gar nicht möglich. Für einige Oberflächenfundstücke aus Inden-

Altdorf war für die „Zeitstellung [eine] typische bläulich-weiße Patina ausschlaggebend“

(HEINEN und NEHREN 2001: 68). Diese Vorgehensweise der zeitlichen Einordnung sollte je-

doch mit Skepsis betrachtet werden. Wie bereits in Kap. 3.2.1 ausgeführt, kann die Patinierung

von Artefakten nicht zur zeitlichen Einordnung verwendet werden (HAHN 1991: 49). Daher

erfordern Fundstellen wie Inden-Altdorf 41 weitere geowissenschaftliche Untersuchungen zur

Klärung bestehender Unstimmigkeiten hinsichtlich einer chronologischen Einordnung.

Die tabellarische Übersicht der Fundstellen in der NRB bietet für diese Zwecke einen

Orientierungsrahmen, mit dessen Hilfe Abschätzungen zur weiteren Vorgehensweise getroffen

werden können. Mit dem Ziel die zeitliche Einordnung der Fundplätze zu klären, erscheint die

Durchführung von Grabungen und geowissenschaftlichen Untersuchungen ein zukunfts-

weisender Schritt zu sein. Wie sich am Beispiel von Oberkassel-Rabenlay zeigte, können

Ungereimtheiten durch weiterführende Untersuchungen und eine Neuaufnahme von Gelände-

arbeiten geklärt werden (vgl. S. 85 f.). Dies scheint ein erkenntnisversprechender Schritt für

andere unsicherheitsbehaftete Fundstellen zu sein. Eine (Neu-)Aufnahme von Geländearbeiten

liefert in jedem Fall neue Ergebnisse. Inwiefern diese zur Klärung von (geo-)archäologischen

Fragestellungen verwendet oder herangezogen werden können, ist jedoch zunächst offen. Vor

allem fortschrittliche Untersuchungsmethoden bieten großes Potential (GERLACH 2012: 248),

doch ist meist auch eine Vergleichbarkeit der Ergebnisse notwendig, um damit beispielsweise

Aussagen zur (geo-)chronologischen Einordnung treffen zu können. Problematisch, aber

zugleich zukunftsweisend, ist eine unterschiedliche Vor- und auch Herangehensweise hinsicht-

lich einer Forschungsmethode. Ob die erzielten Forschungsergebnisse untereinander vergleich-

bar sind, kann mit einem Methodenvergleich untersucht werden.

41 Da die Fundstellen in Inden-Altdorf größtenteils dem Braunkohletagebau zum Opfer gefallen sind, ist eine

geowissenschaftliche Untersuchung nur noch bei drei Fundstellen möglich.

89

4 Methoden

Die Fundstelle Bergheim-Büsdorf wurde im Zeitraum zwischen 2010 und 2013 einer erneuten

Bearbeitung unterzogen. Die neuen Untersuchungen umfassen, im Gegensatz zu den Gelände-

arbeiten von 1986 (vgl. Kap. 3.2.2), hauptsächlich geowissenschaftliche Methodik. Ergänzend

wurde aber auch archäologische Methodik angewandt.

Die geowissenschaftliche Neubearbeitung erfolgte in Kooperationsarbeit. Beteiligt waren der

Sonderforschungsbereich 806/Subproject D1 der Universität zu Köln, der Lehrstuhl für

Physische Geographie und Geoökologie des Geographisches Instituts der RWTH Aachen und

das geographische Institut der Johannes Gutenberg-Universität Mainz.

Zunächst erfolgten geoelektrische Messungen, gefolgt von Bohrungen. Im Zuge der Gelände-

arbeiten fand eine Geländebegehung statt. Im Anschluss daran wurden Laborarbeiten an

Bodenproben durchgeführt, die von einem der Bohrkerne entnommen wurden. Abschließend

erfolgte eine Archiv- und Literaturrecherche. Im Folgenden werden die methodischen Grund-

lagen der Recherche-, Gelände- und Laborarbeiten erläutert und anknüpfend daran die je-

weiligen Vorgehensweisen zur Fundstellenuntersuchung von Bergheim-Büsdorf geschildert.

4.1 Recherche- und Geländearbeiten

Die Geländearbeiten (vgl. Abb. 16) in Bergheim-Büsdorf fanden an zwei Tagen statt. Am

17.10.2010 wurden geoelektrische Messungen und Geländebegehungen durchgeführt. Die

beiden Bohrkerne wurden am 14.04.2011 entnommen.

Räumlich knüpft die Geoelektrik unmittelbar an die Sondagelinie von 1986 an. Dreidimen-

sional betrachtet erstreckt sich die Messlinie der Geoelektrik in Längsrichtung zum Hang-

gefälle während die Sondagelinie der Suchgrabung mehr oder minder hangparallel verläuft,

mit einem leichten Abfall in südlicher Richtung. Die Bohrungen erfolgten im oberen Bereich

des Hanges, da dort im Hangenden der Hauptterrasse größere Sedimentmächtigkeiten zu

erwarten waren.

4 Methoden 90

Abb. 16: Karte der Geländearbeiten der Lokalität Bergheim-Büsdorf (eigene Darstellung nach Daten- und Kartengrundlage)

4 Methoden 91

4.1.1 Archäologische Prospektion

Es gibt verschiedene Arten archäologischer Prospektion. Mit Hilfe dieser Methoden erfolgt

zunächst eine zerstörungsfreie und „systematische Suche, Lokalisierung und Erfassung archäo-

logischer Fundstellen“ (EGGERT und SAMIDA 2009: 41). Neben umfassenden Literatur- und

Archivrecherchen (vgl. Kap. 3.2.2) erfolgen zu Prospektionszwecken ebenfalls Gelände-

begehungen, auch „Survey“ genannt (EGGERT und SAMIDA 2009: 41).

Literatur- und Archivrecherche

Im Bonner Ortsarchiv des „LVR-Amtes für Bodendenkmalpflege im Rheinland“ wurde am

26.08.2013 eine Fundstellenrecherche durchgeführt. Die inventarisierten Fundstellen im Orts-

archiv besitzen eine spezifische, systematisierte Signatur. Die Fundstelle Bergheim-Büsdorf

trägt die Ortsarchivsignatur 1336/017. Die erste Zahl der Signatur bezeichnet die Kartenblatt-

nummer der Deutschen Grundkarte 1:5000 (DGK 5). Die zweite Zahl stellt die Nummerierung

der Fundstelle auf dem jeweiligen Kartenblatt dar. Werden zu einer Fundstelle „Aktivitäten“

durchgeführt, wie z. B. Grabungen, bekommen diese eine Ortsarchiv-Aktivitätsnummer (OA).

Die Aktivitätsnummer der Sondagegrabung in Bergheim-Büsdorf lautet: OA 1986/0156. Die

Bezeichnung „OA“ wird immer mit angegeben, um die Aktivitäten von den Ortsarchiv-

signaturen zu unterscheiden. Die beiden Zahlen der OA sind ebenfalls systematisiert. Die erste

Zahl bezeichnet das Jahr, in dem die Aktivität durchgeführt wurde. Die zweite Zahl listet die

Aktivitäten, die im Laufe des Jahres im Ortsarchiv verzeichnet wurden, in chronologischer

Reihenfolge auf. Für eine Aktivität wird bei Inventarisierung eine Akte mit den zugehörigen

Dokumenten angelegt. Diese werden unter den entsprechenden Ortsarchivsignaturen abgelegt.

Weiterhin wird für eine Aktivität eine Zusammenfassung in Form einer Karteikarte angelegt,

um den Besuchern des Ortsarchivs einen ersten Überblick über die durchgeführten Aktivitäten

zu bieten und eine gezielte Archivrecherche zu ermöglichen.

Geländebegehung

Bei den Geländebegehungen wird unterschieden zwischen der sog. Hühnerprospektion, die

von Einzelpersonen durchgeführt wird, und einer systematischen Begehung. Bei letzterer sind

mehrere Personen beteiligt, die das betreffende Areal synchron nebeneinander abschreiten. Im

Falle einer paläolithischen Prospektion wird aufgrund der geringen Artefaktgröße ein Abstand

von einem Meter eingehalten. Mit dieser Methode können größere Areale verhältnismäßig

4 Methoden 92

schnell und ohne größere Begehungslücken untersucht werden. Jedoch besteht innerhalb einer

Prospektionsgruppe ein Unterschied hinsichtlich Fachwissen und Erfahrungswerten, sodass die

Prospektionsbewertung während der Begehung immer nur subjektiv erfolgen kann. Deshalb

kann auch bei dieser Art von Survey nur bedingt von einer Systematik gesprochen werden.

Diese Begrifflichkeit bezieht sich vielmehr auf das systematische Abschreiten als auf eine

systematische Erfassung. Weiterhin konzentrieren sich die eingemessenen Fundpositionen

häufig entlang der Laufreihen. Das hängt mit dem Blickwinkel beim Abschreiten zusammen,

was zu Lücken in der Systematik führt. Im Normalfall werden die Fundpositionen der Arte-

fakte bei systematischen Begehungen mit einer sog. Totalstation bestimmt. Dies bietet den

Vorteil, dass die Positionsbestimmung sehr präzise ist. Bei einer Hühnerprospektion

beschränkt sich die Fundeinmessung auf GPS-Geräte, wodurch sich Messungenauigkeiten

zwischen 8 und 15 m ergeben können. Diese Art von Survey kann im Gegensatz zur sys-

tematischen Begehung nur auf Äckern mit Pflugfurchen weitestgehend flächendeckend

erfolgen, indem die einzelnen Bahnen nacheinander abgeschritten werden. Andererseits bietet

diese Methode den Vorteil einer gezielten und zeitsparenden Prospektion, denn erfahrene

Archäologen können fundversprechende Lagen aufgrund ihres Vorwissens meist schnell

ausfindig machen und direkt ansteuern. Allerdings werden durch diese Vorgehensweise

untypische Fundplätze nicht erkannt. Dem kann jedoch entgegengewirkt werden, indem

ergänzend das Gelände von Zeit zu Zeit großflächig abgeschritten wird (HAUPT 2012: 34 ff.).

In Bergheim-Büsdorf erfolgte während der Geländearbeiten eine Geländebegehung durch den

Archäologen DR. JÖRG HOLZKÄMPER des Sonderforschungsbereich 806/Subproject D1 der

Universität zu Köln. Ein Teil der beiden Äcker, auf denen die Geoelektrikmesslinie ausgelegt

war, wurde Reihe für Reihe entlang der Pflugfurchen langsam abgeschritten.

Surveys eigenen sich für die Suche nach „Funden“, jedoch nur eingeschränkt zum Aufspüren

von „Befunden“. Bei Funden handelt es sich um bewegliche, ortsungebundene Objekte, wie

z. B. Artefakte. Befunde sind hingegen ortsfest und stehen in direktem Zusammenhang mit

ihrer Umgebung bzw. lassen sich aufgrund ihrer anders gearteten Eigenschaften von dieser

abgrenzen. Dabei handelt es sich meist um anthropogene Veränderungen (HAUPT 2012: 34).

Beispielsweise besitzen Gruben oftmals eine Verdichtung des Untergrunds und meist eine Ver-

füllung mit humosem Oberbodenmaterial. Dass diese Kolluvien andere Eigenschaften besitzen

als das sie umgebende Bodenmaterial lassen sich solche Befunde durch geophysikalische

Prospektionsmethoden ausfindig machen (HAUPT 2012: 61).

4 Methoden 93

4.1.2 Geoelektrische Messungen

Die geophysikalische Prospektion dient der zerstörungsfreien Untergrunderkundung und

kann beispielsweise einer zeitaufwändigen Ausgrabung vorangehen, um vorab die Unter-

grundverhältnisse einer Fundstellenumgebung abzuklären (RAPP und HILL 2006: 111;

TRACHSEL 2008: 139). Es gibt verschiedene Methoden der geophysikalischen Prospektion, wie

z. B. Geomagnetik, Georadar oder Geoelektrik. Da jede der genannten Prospektionsmethoden

Vor- und Nachteile bietet, sollte die Auswahl der Methode je nach Einsatzfeld und Frage-

stellung erfolgen. Während sich Georadar und Geomagnetik für oberflächennahe, hoch-

auflösende Prospektionen eignen, sind die erreichbaren Prospektionstiefen von geoelektrischen

Messungen wesentlich größer. Daher ist diese geophysikalische Prospektionsmethode be-

sonders zur Klärung der geologischen Untergrundsituation geeignet (SCHNURBEIN 2009: 35;

ULLRICH et al. 2007: 75 f.). Die Untersuchungsergebnisse können ferner für eine Paläo-

umweltrekonstruktion herangezogen werden (HECHT und FASSBINDER 2006: 39).

Mittels geoelektrischer Messungen kann die elektrische Resistivität42 im Boden bestimmt

werden. Diese ergibt sich entsprechend der elektrischen Leitfähigkeit von Metallen, Halb-

leitern und Elektrolyten. Die elektrische Resistivität und die elektrische Leitfähigkeit verhalten

sich reziprok zueinander (GREINWALD und THIERBACH 1997: 89 ff.). Zur Messung der

elektrischen Resistivität wird zwischen 2 äußeren Elektroden43 (A, B) Gleichstrom erzeugt,

wodurch sich im Boden ein Potentialfeld aufbaut. Die Stärke dieses Potentials kann durch

Messung der Spannung zwischen 2 inneren Sonden (M, N) bestimmt werden (LANGE 2005:

128 f.).

Die elektrische Resistivität berechnet sich wie folgt44 (BERNARD 2003):

= ×

Eine solche Elektroden-Sonden-Anordnung wird als Vierpunkt-Anordnung bezeichnet

(LANGE 2005: 128). Dieses Gleichstromverfahren liefert im Vergleich zu Wechselstrom-

verfahren wesentlich bessere Ergebnisse, die daher kaum Anwendung finden (KERTZ 1995:

227). Für die Vierpunktanordnung gibt es verschiedene Konfigurationen entsprechend derer

die Elektroden und die Sonden in einem unterschiedlichen Verhältnis zueinander angeordnet

42 spezifischer elektrischer Widerstand 43 Als Elektroden werden die stromgebenden Bodensonden bezeichnet. 44 [ m]: elektrische Resistivität; K [m]: Konfigurationsfaktor; U [mV]: Spannung; I [mA]: Stromstärke

4 Methoden 94

werden. Je nach geometrischer Anordnung ergibt sich daraus ein unterschiedlicher Konfigura-

tionsfaktor, der in die Berechnung der elektrischen Resistivität miteinfließt (LANGE 2005:

128 ff.).

Je nachdem welche Messanordnung gewählt wird, ergeben sich daraus Vor- und Nach-

teile hinsichtlich „Erkundungstiefe, Auflösungsvermögen, Anfälligkeit gegenüber technischen

Störungen und lateralen Inhomogenitäten sowie Durchführbarkeit im Gelände“ (LANGE 2005:

128), die es abzuwägen gilt. Beispielsweise bieten die beiden symmetrischen Anordnungen

nach WENNER und nach SCHLUMBERGER ein hohes Auflösungsvermögen bei horizontal ver-

laufenden Schichten. Jedoch zeigt sich aufgrund der Symmetrie eine schlechtere Auflösung in

seitlichen Messbereichen als dies bei asymmetrischen Anordnungen zu beobachten ist. Treten

in den lateralen Bereichen reale, also nicht-konfigurationsbedingte Abweichungen der elek-

trischen Resistivität auf, können die anderen Messwerte dadurch beeinflusst werden (LANGE

2005: 142 ff.).

Mit geoelektrischen Messungen können umso größere Tiefen untersucht werden, desto größer

der Abstand zwischen den äußeren Elektroden gewählt wird (BERNARD 2006: 12). Da mit

zunehmender Tiefe die Auflösung der Messwerte abnimmt, ist dies besonders bei geringen

Bodenwiderständen problematisch. Daher empfiehlt sich eine möglichst hohe Stromstärke zur

Verbesserung der Auflösung (BERNARD 2006: 18 ff.). Überdies ist es vorteilhaft durch

vorangehende Bohrungen die untersuchungsrelevante Tiefe zu ermitteln (RAPP und HILL 2006:

115).

Bei der geoelektrischen Tomographie (ERT45) – einem fortschrittlichen Verfahren der

Geoelektrik – kommen hochtechnologische Messgeräte zum Einsatz (FRIEDEL 1997: 131 f.).

Zur Durchführung der Einzelmessungen dient ein Multielektrodensystem (HECHT und

FASSBINDER 2006: 41). Dazu wird der Boden vorab in gleichen Abständen sondiert und die

Sonden an ein Multielektrodenkabel angeschlossen. Während bei früheren Messungen ein

zeitaufwändiges Umstecken erforderlich war, kann dieser Arbeitsschritt durch gezieltes

Ansteuern mittels Messgerät vermieden werden. Überdies ermöglicht das Multielektroden-

verfahren mehrere vorprogrammierte Konfigurationen mit einer Sondierung zu messen. Dies

ist von Vorteil, falls Zweifel bestehen welche Anordnung für das zu untersuchende Gelände

am besten geeignet ist (LOKE 2000). Ferner bietet sich für das Multielektrodenverfahren eine

neue Konfiguration an, die eine Mischung zwischen Wenner- und Schlumberger-Anordnung

45 engl. für: Electrical Resistivity Tomography (REYNOLDS 2011: 306); auch als “Earth Resistivity Tomography”

bezeichnet (FRIEDEL 1997: 131; HECHT und FASSBINDER 2006: 41)

4 Methoden 95

darstellt (LOKE 2000: 15, zit. nach PAZDIREK und BLAHA 1996). Die Wenner-Schlumberger-

Konfiguration ist vorteilhaft, um neben horizontalen Schichten auch vertikale Strukturen

sichtbar zu machen. Das bedeutet, dass sowohl vertikale als auch horizontale Unterschiede

hinsichtlich der elektrischen Resistivität eines Bereiches bei der Potentialmessung mit hin-

reichender Empfindlichkeit unterschieden werden können (LOKE 2000: 15).

Nachdem alle Einzelmessungen einer Konfiguration erfolgt sind, werden die ermittelten Daten

mit speziell entwickelten Programmen ausgewertet. Für Interpretationszwecke werden aus den

gemessenen Daten die Bodenwiderstände berechnet und durch Datenumwandlung als 2D-

Grafik dargestellt. Dazu bieten sich verschiedene Möglichkeiten, die mit unterschiedlichen

Realitätsverlusten einhergehen und je nach Geländesituation einer Abwägung bedürfen.

Programme wie „RES2DINV“ bieten bei der 2D-Datenumwandlung verschiedene Inversions-

modelle zur Berücksichtigung der geologischen Untergrundstruktur. Je nachdem, ob es sich

um fließende Übergänge oder scharf abgrenzbare Schichten handelt kommen verschiedene

Modelle zum Einsatz, welche den Untergrund mit scharfer oder fließender Begrenzung

darstellen. Daher ist es vorteilhaft eine grobe Vorstellung von den geologischen Untergrund-

verhältnissen zu besitzen (LOKE 2000). Werden die Messungen nicht auf ebenem Terrain

durchgeführt, kann es entsprechend der Oberflächenkrümmung des Reliefs zu Abweichungen

des Konfigurationsfaktors kommen, was zu Darstellungsfehlern führen kann (LANGE 2005:

144). Anstatt einer direkten Faktorenkorrektur bietet „RES2DINV“ verschiedene Modelle, um

die topographische Situation zu berücksichtigen und in das Modell mit einzubinden. Dadurch

kann es jedoch bei der graphischen Darstellung zu Abweichungen kommen, sodass z. B. in

Bereichen einer konvexen Oberflächenkrümmung die Schichten zu mächtig erscheinen. Neben

diesen Transformationsmodellen für extremere Reliefeinheiten, besteht die Möglichkeit einer

Darstellung entsprechend der Topographie (Model resistivity with topography). Dabei werden

die elektrischen Resistivitäten nicht durch sog. Pseudosektionen46 dargestellt. Mit Hilfe von

GPS-basierten Koordinaten werden die Pseudosektionen in ein Höhenmodell umgewandelt.

Neben der reliefierten Darstellung werden bei diesem Modell die Schichten schärfer von-

einander abgegrenzt als dies bei der fließenden Darstellung der Fall ist (LOKE 2000).

Eine grundlegende Voraussetzung für eine graphische Unterscheidbarkeit von Untergrund-

materialien und geologischen Einheiten in einer ERT-Grafik besteht in dem Vorhanden-

sein unterschiedlicher elektrischer Resistivitäten (vgl. Tab. 4). Diese ist abhängig von den

46 Pseudosektionen stellen die elektrischen Resistivitäten entsprechend des gewählten Konfigurationsmodells als

einzelne Sektionen ohne realen Höhenbezug dar (FRIEDEL 1997: 134 ff.).

4 Methoden 96

lithologischen Eigenschaften des Untergrunds und wird darüber hinaus maßgeblich durch das

Bodenwasser beeinflusst. Bei zunehmendem Gehalt an metallischen Mineralen und Kohlen-

stoff verringert sich die elektrische Resistivität. Ferner resultieren geringere elektrische Resis-

tivitätswerte bei einer Zunahme von Wassergehalt, Porenvernetzung und Elektrolytgehalt des

Bodenwassers (WEIDELT 2005: 89 ff.). Steigt die Porosität eines Gesteins, sinkt dadurch die

elektrische Resistivität mit zunehmendem Wassergehalt. Tendenziell führt eine Abnahme der

Korngröße aufgrund des höheren Wasserhaltevermögens auch zu einer Abnahme der elek-

trischen Resistivität (vgl. Tab. 4) (LOKE 2000: 3 f.).

Neben den genannten Phänomenen gibt es vor allem bei Tonen eine sog. Grenzflächenleit-

fähigkeit zwischen Porenwasser und Gesteinsmatrix. Damit einhergehend sinkt mit zunehmen-

dem Tongehalt die elektrische Resistivität von Böden (vgl. Tab. 4) (WEIDELT 2005: 91).

Verminderte elektrische Resistivitätswerte können parallel zu einer Schichtung verzeichnet

werden. Durch solche Anisotropie-Effekte kann es bei Wechsellagerung von dünnen Schichten

bei der Darstellung der Messwerte zu einer graphischen Überhöhung der realen Schicht-

mächtigkeiten kommen (WEIDELT 2005: 94 ff.). Daher können unterschiedliche Leitfähig-

keiten der Deckschichten zu Modifikationen der Widerstandskurve führen. Dies kann auch mit

Inhomogenitäten im Bereich der Sonden zusammenhängen (LANGE 2005: 144).

Im Allgemeinen werden geoelektrische Messungen bestenfalls zu Zeiten mit geringem Grund-

wasserspiegel und trockenen Witterungsverhältnissen durchgeführt, da die Unterschiede dann

am größten sind (LANGE 2005: 144; TRACHSEL 2008: 141). Weiterhin ist die Geoelektrik

jahreszeitenabhängig, da Wasser in festem Aggregatzustand eine höhere elektrische Resistivi-

tät besitzt als im flüssigen Zustand (GREINWALD und THIERBACH 1997: 94).

Mit Hilfe von geoelektrischen Messungen lassen sich beispielsweise Unterschiede hinsichtlich

der Verwitterung im Untergrund aufzeigen (RAPP und HILL 2006: 115), was u. a. für Paläo-

umweltrekonstruktionen genutzt werden kann (HECHT und FASSBINDER 2006: 39). Darüber

hinaus können geoelektrische Messungen genutzt werden, um verdichtete Bodenareale und

Untergrundstrukturen zu erkennen. Aufgrund des geringeren Wassergehalts unterscheiden sie

sich von ihrer Umgebung. Dabei handelt es sich oftmals um Anzeichen für anthropogene

Überprägungen. Ferner unterscheidet sich der eingetragene Boden von dem umgebenden

Bodenmaterial, weshalb sich Grubenstrukturen o. Ä. gut erkennen lassen (HAUPT 2012: 61).

Angaben zu konkreten Messwerten oder Messwertbereichen von verschiedenen Unter-

grundmaterialien können nur unter Vorbehalt für eine Interpretation des Untergrundes

verwendet werden. Da sich die Messbedingungen stark unterscheiden können, führt dies

4 Methoden 97

zu Messwertkorrelationen zwischen unterschiedlichen Untergrundmaterialien (vgl. Tab. 4)

(GREINWALD und THIERBACH 1997: 89). Daher kann anhand von Tabellenwerten z. B.

schlecht zwischen Ton und Schluff unterschieden werden. Solche Werte können lediglich als

Richtwerte verwendet werden (HECHT und FASSBINDER 2006: 40). Daher ist eine Kombination

von geoelektrischen Messungen mit anderen geowissenschaftlichen Untersuchungsmethoden

sinnvoll für einen Datenabgleich, woraus sich folglich Schlüsse hinsichtlich der geologischen

Untergrundstruktur ziehen lassen (RAPP und HILL 2006: 111).

Tab. 4: Elektrische Resistivität unterschiedlicher Untergrundmaterialien (zusammengestellt nach BERNARD 2006: 10; REYNOLDS 2011: 291; WEIDELT 2005: 98)

Material elektrische Resistivität m]

Ton (erdfeucht) 3–30

Ton (trocken) >1000

Lösslehm 30–100

Schluff 20–50

Sand (wassergesättigt) 50

Sand (trocken) >10 000

Kies (wassergesättigt) 50

Kies (trocken) >10 000

Boden (20 % Tonanteil) 33

Boden (40 % Tonanteil) 8

Alluvium (und Sand) 10–800

Konglomerat 2000–10 000

Moorböden 10–150

Braunkohle 10–150

Lignit 9–200

Quarz 300–100 000

Hämatit 0,0035–10 000 000

natürliche Wässer 10–300

Aquifer 50–2000

4 Methoden 98

Der Untergrund der Lokalität Bergheim-Büsdorf wurde am 17.10.2010 östlich des Fundplatzes

an einem Westhang mittels geophysikalischer Prospektion untersucht (vgl. Abb. 16). Dazu

wurden geoelektrische Messungen mit einer Multielektroden-Geoelektrik vom Typ „Syscal R1

Plus Switch 48“ der Firma Iris Instruments durchgeführt. Das Messgerät besitzt eine Spannung

von 600 V, eine Leistung von 200 W und eine Stromstärke von 2500 mA (Heritage

Geophysics Inc.). Mit 48 Sonden wurde der Boden im Abstand von 4 m auf einer Messgeraden

von 188 m Länge sondiert. Für die Kombination der Einzelmessungen der durchgeführten

Prospektion wurde die Wenner-Schlumberger-Konfiguration gewählt. Durch Inversion und

Iteration der Daten erfolgte mit der Software „RES2DINV“ (Version 3.58.20) mittels „Model

resistivity with topography“ eine Darstellung als höhenbasiertes 2D-Modell. Für einen Ver-

gleich von Geoelektrik und bodenkundlichen Daten wurde die Position der Bohrkerne in die

Graphik des geoelektrischen Messquerschnitts projiziert.

4.1.3 Entnahme und Untersuchung von Bohrkernen

Eine Rammkernsondierung dient der Bestimmung des Bodenaufbaus. Eine Bodenanspra-

che kann mit Hilfe des bodenkundlichen Kartieranleitung der Ad-Hoc-Arbeitsgruppe (AG)

Boden (2005) erfolgen. Zum Zwecke einer pedogenetischen Abgrenzung erfolgt die Boden-

profilansprache horizontbezogen. Die Horizonte werden durch Großbuchstaben gekennzeich-

net und können durch weitere Zusatzsymbole, die als Kleinbuchstaben angegeben werden,

näher klassifiziert werden (Ad-Hoc-AG Boden 2005: 81 ff.). Für die einzelnen Horizonte

werden jeweils verschiedene pedogenetische Merkmale angesprochen. Dazu zählen vor allem

die Bodenart und –farbe sowie der Humus- und Karbonatgehalt.

Bei der Beschreibung der Gesamtbodenart ist zu unterscheiden zwischen Grob- und Fein-

bodenart. Der Anteil des Grobbodens wird optisch geschätzt. Ist der Anteil geringer als 2 %

entfällt diese Angabe. Die Bestimmung des Feinbodens kann im Gelände mittels Fingerprobe

erfolgen. Dazu wird das zu bestimmende Bodenmaterial angefeuchtet und entsprechend den

Vorgaben der bodenkundlichen Kartieranleitung die Bindigkeit, Formbarkeit und Körnigkeit

ermittelt (Ad-Hoc-AG Boden 2005: 140 ff.). Anhand der Bindigkeit eines Bodens kann auch

die Bodenfeuchte bestimmt werden (Ad-Hoc-AG Boden 2005: 114 f.).

Neben den mittels Fingerprobe bestimmten Merkmalen, wird bei der Bodenansprache die

Bodenfarbe optisch bestimmt. Um eine möglichst objektive Farbansprache zu gewährleisten

wird das Bodensubstrat derart angefeuchtet, dass sich dadurch die Farbe nicht mehr

verändert. Für eine Vergleichbarkeit der Farbansprache wird die Farbe des Bodensubstrats

4 Methoden 99

mit Hilfe der MUNSELL-Farbtafeln bestimmt. Dazu werden bestenfalls homogene Farb-

bereiche gewählt. Die vorherrschende Farbe wird bei mehreren Farben zuerst genannt.

Ergänzend bietet die bodenkundliche Kartieranleitung allgemeine Farbbezeichnungen inkl.

Abstufungen, die für eine farbliche Ansprache ergänzend verwendet werden können. Mit

Hilfe der MUNSELL-Farbtafeln wird auch der Humusgehalt eines Bodens abgeschätzt (Ad-

Hoc-AG Boden 2005: 108 ff.).

Weiterhin kann der Karbonatgehalt eines Bodens durch Verwendung von 10-prozentiger

Salzsäure (HCl) bestimmt werden. Handelt es sich um einen karbonathaltigen Boden,

kommt es analog zum Karbonatgehalt zu einer entsprechend intensiven Ausbildung von

Kohlendioxid (CO2). Neben der Quantität an Karbonat wird die Intensität der Reaktion und

die Reaktionsgeschwindigkeit von weiteren Faktoren beeinflusst, die bei der Interpretation

der Reaktion Berücksichtigung finden sollten (Ad-Hoc-AG Boden 2005: 168 ff.).

Besitzt ein Boden außer den genannten pedogenetischen Merkmalen noch andere Charakteris-

tika, sollten diese bei der Bodenansprache berücksichtigt werden. Dazu zählt beispielsweise

die Beschreibung von verschiedenen Kalkkonkretionen und Hydromorphiemerkmalen sowie

die Benennung des Bodengefüges (Ad-Hoc-AG Boden 2005: 113 ff.).

Die Entnahme der Bohrkerne wurden am 14.04.2011 mit einem Rammsondiergerät der Firma

Nordmeyer, Typ „RS 0/2.3“ durchgeführt. Zwei Bohrungen wurden unmittelbar neben-

einander abgeteuft und sind daher in der Karte der Geländearbeiten nicht separat dargestellt

(vgl. Abb. 16). Der erste Bohrkern wurde mit einer Tiefe von 6 m u. GOF entnommen und

trägt die Bezeichnung „BÜS1“. Dafür wurden offene Bohrsonden mit einem Durchmesser von

60 mm verwendet. Bei der zweiten Bohrung handelt es sich um eine geschlossene Bohrung

mit der differenzierten Bezeichnung „BÜS1a“. Die Bohrkernentnahme erfolgte mittels einer

Sonde von 63 mm Durchmesser und innenliegendem schwarzem PVC-Rohr eines Durch-

messers von 50 mm. Auf die Bohrsonden wird nach Einstecken der Liner eine 5 cm lange

Bohrkappe zur Fixierung aufgeschraubt. Dadurch entsteht bei den geschlossenen Bohrkernen

für die letzten 5 cm der einzelnen Bohrmeter ein Kernverlust (KV), der gesondert in

Plastikbeutel gefüllt wurde. Bei der zweiten Bohrung kam es bei der Entnahme der fünften

Bohrmeters zu Problemen bei der Bohrkernentnahme, da ab dieser Tiefe bereits vereinzelt

Terrassenschotter anstehen. Das hatte zur Folge, dass sich der Liner in der Metallsonde

verkantete. Deshalb wurde auf die Entnahme eines weiteren Bohrmeters verzichtet, weshalb

das Bohrprofil des Bohrkerns BÜS1a nur 5 m misst.

4 Methoden 100

Nach der Entnahme wurde der offene Bohrkern BÜS1 für die Bodenansprache aufbereitet.

Dazu wurde die Kernoberfläche mit einem scharfen Messer geglättet, um eine gleichmäßigere

Oberfläche zu erzeugen und Verunreinigungen auf der Oberfläche zu entfernen. Dadurch kann

eine exaktere Kernansprache erfolgen. Weiterhin wurde zu diesem Zweck die Oberfläche

angefeuchtet, um eine möglichst objektive Ansprache der Bodenfarbe zu gewährleisten. Die

bodenkundliche Ansprache wurde im Gelände direkt nach der Bohrkernaufbereitung von

DR. PETER FISCHER (Geographisches Institut der Johannes Gutenberg-Universität Mainz)

vorgenommen. Die Bohrkernansprache basiert auf der bodenkundlichen Kartieranleitung der

Ad-Hoc-AG Boden (2005). Die verwendeten Abkürzungen entstammen ebenfalls der boden-

kundlichen Kartieranleitung und sind dieser zu entnehmen.

Zum Anfertigen von Fotographien des Bohrkerns BÜS1 wurden die offenen Bohrsonden zu-

nächst äußerlich gesäubert. Innere Bereiche der Bohrsonden, wo sich aufgrund der Kompri-

mierung des Bodensubstrats keine Kernfüllung befand, wurden anschließend vorsichtig

gereinigt. Die fotographischen Aufnahmen wurden von Dr. PETER FISCHER im Anschluss an

die optische Aufbereitung vorgenommen.

Neben der Bodenprofilansprache und der fotographischen Dokumentation, sollen die

Geländebefunde durch Laborarbeiten gestützt werden.

4.2 Laborarbeiten

Die nachfolgend beschriebenen Laborarbeiten wurden anhand des Bohrkerns BÜS1a

durchgeführt, der zu diesem Zwecke zuerst mittels Aufsägen längst halbiert wurde. Für die

Durchführung der Analysen wurde aus einer Hälfte des Liners jeweils alle 5 cm der enthaltene

Boden komplett entnommen. Die entnommenen Proben wurden mit 1–92 von oben nach unten

durchnummeriert. Bei den Proben 18, 36, 55, 73, 92 handelt es sich um die Proben des KV, die

bereits während der Bohrung entnommen wurden und entsprechend ihrer Entnahmetiefe ein-

gegliedert und mit durchnummeriert wurden. Im Anschluss daran wurden die Proben zwei

Tage lang im Trockenschrank bei 36 °C getrocknet. Danach wurden die einzelnen Proben

vorsichtig gemörsert, um gröbere Brocken zu zerkleinern, die beim Probentrocknen durch

Verkittung entstanden waren. Durch diese Vorbereitung konnte von den einzelnen Proben mit

einem Sieb einer Maschenweite von 2 mm jeweils die Feinfraktion abgetrennt werden, die für

weitere Analyseschritte der Labormethoden benötigt wurde. Die Grobfraktion wurde separat in

Plastikbeutel gefüllt.

4 Methoden 101

4.2.1 Korngrößenanalyse mittels Laserbeugung

Die Korngrößenanalyse mittels Laserbeuger beruht auf dem Prinzip der elektro-

magnetischen Lichtstreuung. Für die Messung der Korngrößenverteilung wird durch einen

Laser linear polarisiertes, monochromatisches Licht emittiert. Trifft der Lichtstrahl auf ein

Teilchen werden im Inneren Multipole erzeugt. Je nach Durchmesser und Brechungsindex

emittiert ein Teilchen entsprechend dem elektromagnetischen Feld des auftreffenden

Lichtstrahls seinerseits charakteristisches Streulicht, was als Refraktion bezeichnet wird. In

diesem Zusammenhang ist zu berücksichtigen, dass die Intensität des Streulichts umso

geringer ist, desto größer der Streuwinkel ausfällt. Kleine Partikel besitzen einen größeren

Streuwinkel als größere. Der Streuwinkel bezeichnet den Winkel zwischen der Achse des

eingestrahlten Lichts und der Abweichung des Partikelstreulichts. Die Lichtstreuung eines

Partikels ist aufgrund der Dispergierung in der dementsprechend vorzubereitenden Probe-

lösung unabhängig von der Streuung anderer Partikel, sodass sich aus der Summe der

einzelnen Streulichtanteile eine Streulichtintensitätsverteilung analog zur Korngrößen-

verteilung der gemessenen Probe ergibt. Durch spezielle Linsen wird das Streulicht auf ein

Feld mit mehreren Photodioden geleitet. Dort werden nur bestimmte Streulichtwinkel-

bereiche des gesamten Spektrums durch einzelne Detektoren erfasst, sodass von einer

Klassifizierung der Partikelgrößen gesprochen werden kann. Die Auflösung eines Mess-

gerätes ist daher umso größer, desto mehr Detektoren vorhanden sind (ZIMMERMANN

1996).

Die Intensität eines bestimmten Streuwinkels I( ) setzt sich zusammen aus den Streu-

lichtbeiträgen aller Partikel, die mit diesem Winkel ausstreuen:

( ) = ( ) ( ) 47

Die großen Streuwinkel von kleinen Partikeln gehen einher mit schwachen Intensitäten,

was zu Problemen bei der Detektion führt. Bei kleinen Partikeln besteht jedoch eine hohe

Abhängigkeit von der Polarisation des Lichts. Dieser Effekt wird bei der PIDS48-Technik

genutzt werden, indem für die Analyse unterschiedlich polarisiertes Licht verwendet wird.

Dadurch kann die Auflösung stark erhöht werden. Neben der Polarisationsabhängigkeit der

47 I(a, ) ist die streuwinkelabhängige Intensität eines Teilchens mit einem Radius a und p(a) ist die Verteilungs-

dichte aller Teilchen mit dem Radius a in der Probe (ZIMMERMANN 1996 zit. nach Van de Hulst 1981). 48 Polarisation Intensity Differential Scattering

4 Methoden 102

Partikel besteht auch eine Abhängigkeit von der Wellenlänge des eingestrahlten Lichts.

Daher können die Messergebnisse dadurch verbessert werden, wenn die Proben bei unter-

schiedlichen Wellenlängen gemessen werden. Ein weiteres Problem ergibt sich aufgrund

der geringen Streuwinkel von größeren Partikeln. Ab einer gewissen Größe ist eine hohe

Auflösung der Detektoren erforderlich um Größenunterschiede hinreichende darzustellen.

Zu diesem Zweck können sog. Revers-Fourier-Linsen verwendet werden, wodurch sich die

Brennweite ohne weitere Probleme vergrößern lässt, die bei der Verwendung von nor-

malen Fourier-Linsen auftreten würden. Die Berechnungen der Streulichtmessungen ba-

sieren auf der Annahme einer Kugelsymmetrie der Partikel. Abweichungen von dieser

Form können bei diesem Analyseverfahren zur Ermittlung der Korngröße nicht berück-

sichtigt werden (ZIMMERMANN 1996).

Um mit den gemessenen Streulichtintensitäten eine Häufigkeitsverteilung der einzelnen

Partikelgrößen zu erstellen, wird eine optische Theorie zur Auswertung benötigt, um die

Messwerte umzurechnen. Im Allgemeinen werden die Fraunhofer- und Mie-Theorie dazu

verwendet. Als in den 1970er-Jahren erste Laserbeuger zur Partikelanalyse verwendet wurden,

konnten die Berechnungen nur mittels Fraunhofer-Theorie durchgeführt werden, obgleich die

Mie-Theorie schon weitaus länger bekannt ist. Die Begründung hierfür liegt in den ein-

geschränkten Möglichkeiten der damaligen Computertechnologie (ÖZER et al. 2010: 170).

Eine Auswertung der Messwerte nach der Fraunhofer-Theorie eignet sich für Partikel, die

signifikant größer als 10–20 µm sind bzw. mind. 40-mal größer als die Wellenlänge, mit der

gemessen wird (KÖNIG 2003; ÖZER et al. 2010: 164). Dieses optische Modell zur Darstellung

der Korngrößen berücksichtigt im Gegensatz zur Mie-Theorie die Materialeigenschaften der

Suspension, wie Brechungsindex und Absorptionskoeffizient, nicht. Die Fraunhofer-Theorie

berücksichtigt nur die Diffraktion, also die Beugung an der Partikeloberfläche. Die Mie-

Streuung berücksichtigt hingegen auch die Refraktion (ÖZER et al. 2010: 163 f.). Daher ist

dieses optische Darstellungsmodell besser für feinkörnigere Böden mit Partikelgrößen <10 µm

geeignet ist (KÖNIG 2003). Darüber hinaus wird neben der Partikelstreuung auch die Streuung

des Suspensionsmediums in die Berechnungen mit einbezogen (ÖZER et al. 2010: 163).

Für die Analyse der Korngrößenverteilung mittels Laserbeuger mussten die Proben der

Feinfraktion von BÜS1a zunächst im Labor vorbereitet werden. Zunächst wurde die

organische Substanz des Probenmaterials entfernt, um Trübeerscheinungen zu verhindern, die

zu Messfehlern führen. Dafür wurden von jeder Probe jeweils 0,3 g und 0,4 g von der

abgesiebten Feinfraktion in Kunststoffröhrchen abgewogen. Diese Proberöhrchen haben ein

4 Methoden 103

Fassungsvermögen von 10 ml, sind bis 120 °C hitzebeständig und zudem zentrifugengeeignet.

Der eingewogene Boden wurde zunächst mit 0,5 ml destilliertem Wasser (dest. H2O)

angefeuchtet. Anschließend wurden jeweils 0,7 ml 15-prozentiges Wasserstoffperoxid (H2O2)

zu den Proben gegeben. Nach der Zugabe von H2O2 kam es bei den Proben des Oberbodens

zur einer leichten bis starken Gasentwicklung. Da die Suspensionen dieser Proben auf-

schäumten, musste die Zugabe des H2O2 langsam und vorsichtig erfolgen, um ein Über-

schäumen zu vermeiden. Tagsüber wurden die Proberöhrchen bei 70 °C in den Trocken-

schrank gestellt, um durch Wärmezufuhr eine weitere Zerstörung der organischen Substanz

anzuregen. Dabei kam es auch bei den Proberöhrchen des Unterbodens zu einer leichten

Ausbildung von Gasbläschen. Nachdem die Proben zur Reaktion in den Trockenschrank

gestellt wurden, erfolgte zwischendurch mehrmals eine Kontrolle des Füllstands der Röhrchen,

da die Proben nicht eintrocknen durften. Am Nachmittag wurde erneut H2O2 in gleicher

Konzentration und Menge zugegeben und die Ständer mit den Röhrchen erneut in den

Trockenschrank gestellt. Abends wurden die Proben aus dem Trockenschrank genommen, um

das Eintrocknen der Suspension über Nacht zu verhindern. Am nächsten Tag wurde mit einem

zeitlichen Versatz von mehreren Stunden zweimal H2O2 in der zuvor genannten Konzentration

und Menge zugegeben und die Suspensionen wiederum bei 70 °C im Trockenschrank

erwärmt. Abends wurde wieder genauso verfahren, wie am Vortag. Abschließend wurden die

Proberöhrchen am nächsten Tag bis zur Hälfte mit dest. H2O aufgefüllt und acht Stunden

erwärmt, um noch etwaige Reste an H2O2 zu vertreiben. Danach wurden die Kunststoff-

röhrchen mit den vorbereiteten Suspensionen nach ihrem Abkühlen mit Stopfen wasserdicht

verschlossen und zur Analyse der Korngrößen versendet.

Die Messungen der Proben erfolgten im Labor des Geographischen Instituts der RWTH

Aachen durch MARIANNE DOHMS. Bevor die Messungen durchgeführt werden konnten,

wurden die Proben vor Ort mit 1,25 ml 0,1 M Natriumpyrophosphat versetzt und über Nacht

mit dem Überkopfschüttler vermischt. Diese Zugabe und Durchmischung erfolgt um eine bes-

sere Dispersion zu ermöglichen. Dies ist vor allem nötig, da „die Körner (Primärteilchen) eines

Bodens durch Humus, Karbonate, Fe- und Al-Oxide und durch Tonsubstanz zu Aggregaten

verkittet [sind]“ (GLASER 2010: 120). Dadurch kann die Genauigkeit der Korngrößenanalyse

erhöht werden. Die Messung der Proben erfolgte mit dem „LS 13 320 Laser Diffraction

Particle Size Analyser“ der Firma Beckman Coulter. Dieses Gerät misst nach der PIDS-

Technik bei unterschiedlicher Polarisierung, mit 3 verschiedenen Wellenlängen. Der detek-

tierte Winkelbereich liegt zwischen 0° und 146° (KÖNIG 2003). Von jedem Proberöhrchen

4 Methoden 104

wurden jeweils 2 Messungen durchgeführt, sodass für jede Probennummer insgesamt 4 Mes-

sungen erfolgten. Von den Bodenproben des KV wurde keine Korngrößenanalyse mittels

Laserbeuger durchgeführt, da die Probebeutel zum Zeitpunkt der Probevorbereitung nicht

verfügbar waren.

Nach der Messung der Proben erfolgte die Datenanalyse mit dem Programm „Beckman

Coulter LS 13 320, Version 6.01“. Zu Beginn der Datenauswertung wurde überprüft, ob die

Sensoren des Messgerätes hinreichend messen konnten oder ob eine Messung aufgrund zu

hoher Trübungserscheinungen verworfen werden muss. Beim Verwerfen von einer oder zwei

Messungen werden die Mittelwerte aus den verbleibenden Messungen gebildet. Im Zweifels-

fall wird bei drei unbrauchbaren Messungen nur eine korrekte Messung zur Analyse heran-

gezogen. Falls alle vier Messungen zu verwerfen sind, wird die Probe nicht in die Unter-

suchung integriert. Von den Korngrößenanalysen der Proben von BÜS1a gab es allerdings nur

vereinzelt Messungen, die zu verwerfen waren. Bei den Proben 39, 40, 43, 44, 80 und 85 war

eine Messung aufgrund zu hoher Trübungserscheinungen zu verwerfen; bei den Proben 24, 45,

78, 79, 81 und 84 waren es zwei der vier Messungen. Eine Messung von Probe 88 konnte für

die Darstellung nach der Mie-Auswertung aufgrund eines ungeklärten Fehlers („Missing End

Section“) nicht eingelesen werden, da die Daten möglicherweise beschädigt waren.

Anschließend wurden die Einzelmessungen der jeweiligen Proben überlagert, um eine

durchschnittliche Korngrößenverteilung zu ermitteln. Die Berechnung erfolgte anhand der

optischen Auswertungsmodelle der Fraunhofer- und Mie-Theorie. Das Berechnungs-Modell

nach der Mie-Theorie gibt es in der verwendeten Form seit Juni 2012. Dieses Modell

berücksichtigt den Brechungsindex des flüssigen Medium mit nr=1,33. Der gewählte

Brechungsindex der Bodenprobe (nr=1,55) liegt innerhalb der Spannweiten der Brechungs-

indices von Quarz, Calcit und Tonmineralen (vgl. ÖZER et al. 2010: 165). Außer dem

Brechungsindex wurde bei der Mie-Auswertung auch der Absorptionskoeffizient mit einem

Wert von ni=0,1 in die Berechnung integriert. Nach der Berechnung wurden die Daten in eine

Tabelle von Microsoft Excel kopiert. Aus den Werten der Partikeldurchmesser wurden in

Excel anschließend folgende Korngrößen berechnet:

Ton (T: < 2 µm), Feinschluff (fU: 2–6,3 µm), Mittelschluff (mU: 6,3–20 µm), feiner Grob-

schluff (f gU: 20–36 µm), grober Grobschluff (g gU: 36–63 µm), Feinsand (fS: 63-200 µm),

Mittelsand (mS: 200–630 µm) und Grobsand (gS: 630–2000 µm).

Weiterhin wurde u. a. der U-ratio (16–44 µm / 5,5–16 µm) berechnet. Dabei handelt es sich

um das Verhältnis von mittel- bis grobkörnigeren Schluffen gegenüber feinkörnigeren

4 Methoden 105

Schluffen. Wie sich anhand der berücksichtigten Korngrößenspannen zeigt, fließt der Ton-

anteil nicht mit ein. Da Ton im überwiegenden Maße erst durch Verwitterungsprozesse

gebildet wird, ist es durch den Ausschluss der Tonfraktion möglich die ursprünglichen Sedi-

mentationsbedingungen zu fokussieren. Anhand der variierenden Korngrößen von äolischen

Sedimenten lassen sich Klimaschwankungen rekonstruieren. Während wärmerer Klimaphasen

wurden vermehrt feinkörnigere Schluffe äolisch transportiert, da aufgrund der milderen Klima-

bedingungen tendenziell schwächere Winde mit niedriger Transportkraft vorherrschend waren.

Dem gegenüber stehen kältere Phasen, die durch extremere Klimaverhältnisse geprägt waren,

wodurch mächtigere und grobkörnigere Sedimente abgelagert wurden. Diese Klimaschwan-

kungen zeigen sich anhand des U-ratio durch höhere Werte während kälteren Phasen und

niedrigere Werte in wärmeren Phasen aufzeigen. Mit Hilfe dessen lassen sich Bodenprofile

und Eisbohrkerne korrelieren, wodurch eine geochronologische Einordnung von Lössen

ermöglicht wird (VANDENBERGHE 2009).

106

5 Ergebnisse geoarchäologischer Untersuchungen der

Lokalität Bergheim-Büsdorf

Im Folgenden werden sowohl archäologische, geowissenschaftliche und methodologische

Ergebnisse der Fundstellenuntersuchung von Bergheim-Büsdorf beschrieben. Von den geo-

wissenschaftlichen Gelände- und Laborarbeiten werden die wichtigsten Aspekte und Auffällig-

keiten der Daten besprochen. Hinsichtlich der methodologischen Ergebnisse werden die Resul-

tate der differenzierten Datenauswertung beschrieben und die Korrelation der dargestellten

Messwerte betrachtet. Von den archäologischen Prospektionen werden Gelände- und

Rechercheergebnisse dargestellt, sofern noch nicht beschrieben.

5.1 Archäologische Prospektion

Die Ergebnisse der Archiv- und Literaturrecherche zur Fundstelle Bergheim-Büsdorf wurden

aufgrund des Aufbaus dieser Arbeit bereits vorgreifend in Kap. 3.2.2 beschrieben. Unerwähnt

blieb bislang, dass es im Ortsarchiv ein Grabungstagebuch zu den Geländearbeiten von 1986

gibt. Weiterhin befanden sich Bodenprofilzeichnungen zu diesen Geländearbeiten im

Ortsarchiv. Diese Notizen und Ergebnisse wurden von AULER und STACHOWIAK (AULER und

STACHOWIAK 1988) in einem Untersuchungsbericht zur Grabung zusammengefasst. Außer

diesem Bericht gibt es noch zwei weitere Texte zu der Grabung von 1986 im Ortsarchiv. Dabei

handelt es sich um vorläufige, unveröffentlichte Manuskripte des veröffentlichten Unter-

suchungsberichts. Bei einer weiterführenden Literaturrecherche konnten in anderen Publika-

tionen keine neuen Informationen zur Fundstelle ermittelt werden.

Im Zuge der Geländeprospektion konnten, außer den zuvor beschriebenen Funden (vgl.

Kap. 3.2.2), keine weiteren Funde oder Befunde gemacht werden.

5.2 Untersuchung der Bohrkerne

Außer Prospektions- und Grabungsarbeiten ist auch eine Rekonstruktion der Paläoumwelt

bei einer geoarchäologischen Fundstellenuntersuchung von Belang. Zu diesem Zweck wur-

den zwei Bohrkerne entnommen, die im Folgenden beschrieben werden. Die Entnahme der

Bohrkerne erfolgte im Kulminationsbereich eines Westhangs auf einer landwirtschaftlich

genutzten Fläche, die zur Zeit der Entnahme brachliegend war.

5 Ergebnisse geoarchäologischer Untersuchungen der Lokalität Bergheim-Büsdorf 107

Wie die Bodenprofilansprache aus Abb. 17 anführt, ist der Pflughorizont karbonatfrei und

schwach humos. Dies zeigt sich an seiner Farbe (vgl. Abb. 18). Dieser Ap-Horizont besteht

aus mitteltonigem Schluff und besitzt einen sehr schwachen Grobbodenanteil.

Für die Horizonte im Liegenden des Ap-Horizonts konnte bei der Bodenprofilansprache

von BÜS1 (vgl. Abb. 17) bis zur beginnenden Verzahnung der Schluffe mit den stark

kiesigen Grobsanden ab 4,80 m u. GOF kein Grobboden optisch festgestellt werden. Im

Zuge der Probenvorbereitung von BÜS1a konnte durch die Abtrennung der Feinfraktion

für diesen Bohrkern bereits bei 4,54–4,55 m u. GOF ein Kies abgesiebt werden.

Wie Abb. 18 zeigt, besitzt der Bbt-Horizont im Liegenden des Ap-Horizonts eine rötlich

braune Farbe mit einer deutlichen Laminierung bzw. Bänderung und besteht laut der

Profilansprache (vgl. Abb. 17) aus einem schwach bis mitteltonigem Schluff. Die Über-

prüfung des Karbonatgehalts führte zu keiner Reaktion mit HCl, sodass von einer voll-

ständigen Entkalkung ausgegangen werden kann. Im Gegensatz zum Ap-Horizont ist

dieser Unterbodenhorizont humusfrei, wie auch die folgenden Horizonte von BÜS1(a). Da

die angegebenen Werte auf einer optischen Schätzung entsprechend der Bodenfarbe

beruhen, können genauere Angaben nur mittels Laboranalyse gemacht werden (Ad-Hoc-

AG Boden 2005: 110 ff.).

Die Bodenprofilaufnahme von Abb. 17 zeigt, dass das Bodensubstrat im Liegenden des

Bbt-Horizonts überwiegend aus karbonathaltigem, schluffigem bis feinsandigem Schluff

von einer gelblich braunen Farbe besteht (vgl. Abb. 18). Stellenweise ist dieser Bereich

hydromorph überprägt und mit Kalk-Pseudomyzelien (schwach) durchsetzt.

Wie anhand von Abb. 18 zu erkennen ist und die Profilansprache aus Abb. 17 anführt,

besitzt der Bereich zwischen 2,16 bis 2,73 m u. GOF abweichende pedogene Merkmale im

Vergleich zu den zuvor beschriebenen. Es handelt sich um (sehr) schwach tonigen Schluff

von brauner Farbe, woran eine schwache Verlehmung und Verbraunung erkennbar ist.

Dieser Bereich ist karbonatarm und mit Kalk-Pseudomyzelien durchsetzt.

Die Profilansprache aus Abb. 17 beschreibt das Bodensubstrat ab einer Tiefe von 4,15 m

u. GOF als deutlich vernässt. Wie anhand von Abb. 18 ersichtlich wird und auch die

Profilansprache anführt, zeigen sich ab 4,68 m u. GOF deutliche Fe-Ausfällungen und ab

4,80 m u. GOF besitzt das Substrat eine rötlich braune Farbe. Die stark kiesigen Grob-

sande, die mit dem letzten Bohrmeter von BÜS1 aufgeschlossen wurden, zeigen überdies

eine intensive Verwitterung und besitzen ein Kittgefüge (vgl. Abb. 17 und Abb. 18).


Abb. 17: Bodenprofilansprache des Bohrkerns BÜS1 (verändert nach Darstellung von Dr. PETER FISCHER)


Die Maße der beiden Bohrkerne BÜS1 und BÜS1a unterscheiden sich aufgrund der

unterschiedlichen Entnahme und hinsichtlich der Komprimierung der einzelnen Bohrmeter

voneinander (vgl. Abb. 17 und Abb. 18). Die Bohrkernmaße von BÜS1a sind in Tab. 5

aufgeführt.

Tab. 5: Bohrkernmaße von BÜS1a (eigene Darstellung)

Bohrmeter Maße der Bohrkernkomprimierung (beprobt/unbeprobt49) [m u. GOF]

Maße der Bohrkernfüllung [m u. GOF]

Maße des KV [m u. GOF]

1 0,00–0,10 0,10–0,95 0,95–1,00

2 1,00–1,105 1,105–1,95 1,95–2,00

3 2,00–2,05/2,00–2,045 2,05–2,95 2,95–3,00

4 3,00–3,115/3,00–3,10 3,115–3,95 3,95–4,00

5 4,00–4,055 4,055–4,95 4,95–5,00

Ergänzend zu der Bodenprofilansprache von BÜS1 werden im Folgenden optische Besonder-

heiten von BÜS1a anhand der unbeprobte Hälfte50 des geschlossenen Bohrkerns aufgelistet51:

Bohrmeter 1:

0,10–0,39: Ap-Horizont;

0,39–0,76: rotbräunliche Bodenfarbe;

0,84–0,88: intensive Mn-Konkretionen;

0,88–0,95: Mn-Konkretionen mit abnehmender Intensität

0,39-1,15: Bbt-Horizont

Bohrmeter 2:

1,195–1,275: gebändert;

1,585–1,595: Kalk(CaCO3)-Konkretionen;

1,725–1,755: Mn-Konkretionen;

1,865–1,915: Risse im Kern (Risse in der beprobten Hälfte bei 1,8–1,825)

49 Die Maße der unbeprobten Linerhälfte wurden ergänzend angegeben, wenn diese eine Abweichung zu der

beprobten Linerhälfte aufweisen. 50 In Ausnahmefällen wird Bezug auf die beprobte Linerhälfte genommen. 51 Angaben in m u. GOF


Bohrmeter 3:

2,11–2,15: CaCO3-Konkretionen;


2,30–2,32: CaCO3-Konkretionen;

2,70–2,74: rostfleckig;


2,80–2,805: Riss in der beprobten Hälfte;

2,94–2,95: Mn-Konkretionen

Bohrmeter 4:

3,21–3,23: Fe-Oxide;




3,795–3,80: Loch aufgrund von Schrumpfung des Bodenmaterials

Bohrmeter 5:

insgesamt sehr feucht;

4,54–4,55: ein Kies bis 2 cm in der beprobten Hälfte;

4,90–4,95: eingearbeitetes Terrassenmaterial

Die Bohrprofile schneiden den geoelektrischen Messquerschnitt etwa beim ersten Fünftel aus-

gehend vom oberen Hangabschnitt, bei einer Projektion der Bohrung orthogonal zur geo-

elektrischen Messlinie (vgl. Abb. 16). Die Bohrkernposition wurde demnach auf Station 148 m

der geoelektrischen Messlinie projiziert und mit einer Tiefe von 6 m u. GOF dargestellt (vgl.

Abb. 19).


Abb. 18: Bohrkern BÜS1 (0–6 m u. GOF) (verändert nach Foto von Dr. PETER FISCHER)

Abb. 19: Geoelektrischer Messquerschnitt der Lokalität Bergheim-Büsdorf (verändert nach Darstellung von TIMO WILLERSHÄUSER, Geographisches Institut der Johannes Gutenberg-Universität Mainz)


5.3 Geoelektrische Messungen

Die Beschreibung der Untersuchungsergebnisse der geoelektrischen Tomographie erfolgt

anhand des zweidimensionalen Messquerschnitts zur elektrischen Resistivität, der in Abb. 19

dargestellt ist. Dieser wurde durch Transformation der Messdaten von TIMO WILLERSHÄUSER

erstellt. Die Variationen der elektrischen Resistivitäten sind mit Hilfe von unterschiedlichen

Farben dargestellt. Jede Farbe stellt einen Wertebereich der elektrischen Resistivität dar. Diese

entsprechenden Werte können auf einer Farbskala abgelesen werden. Diese Skala besitzt für

die diskreten Farbwerte der elektrischen Resistivitäten einen gemittelten linearen Faktor von

rund 1,38. Die Skala zeigt Werte zwischen 14,0 und 1266 m. Aufgrund des linearen Faktors

der Skala 1,38 ergibt sich für die elektrischen Resistivitäten der ausgewiesenen Farbbereiche

eine Spannweite zwischen 10,1 und 2410 m. Die höchsten Werte sind dunkelrot dargestellt

und die niedrigsten dunkelblau. Die Skalenfarben der dazwischen liegenden Wertebereiche

sind regenbogenfarben und nach Helligkeit abgestuft. Die grünen Farbwerte schwanken jedoch

zwischen hell und dunkel. Aufgrund des Skalenfaktors von 1,38 besitzen die höchsten Werte

die größten Wertebereiche. Aufgrund der kleinen Wertebereiche der niedrigen Werte sind die

niedrigen Werte der elektrischen Resistivität graphisch stärker abgestuft und daher Schwan-

kungen im Bereich niedriger elektrischer Resistivitäten besser nachvollziehbar.

Die Messlinie des Messquerschnitts reicht von 0 bis 188 m und ist in 48 Stationen aufgeteilt,

die den Sondierungspunkten der Geoelektrik entsprechen. Da es sich bei der transformierten

2D-Grafik um eine Messwertdarstellung mit Topographie handelt, entspricht der Höhencode

der vertikalen Skala (Elev.) der Höhe in m ü. NN und nicht einer scheinbaren Höhe, wie dies

bei der Darstellung als Pseudosektionen üblich ist. Das Modell besitzt eine Überhöhung von

1,45. Die graphische Darstellung der elektrischen Resistivität zeigt das Messprofil eines West-

hangs. Der Hang weist im unteren Abschnitt zwischen Station 0 und 76 m ein stärkeres Gefälle

auf als im oberen Abschnitt zwischen Station 76 und 172 m. Der verbleibende Abschnitt der

Messlinie ist fast eben. Für den farblich dargestellten Bereich liegt die Messlinie ungefähr

zwischen 102 und 117 m ü. NN und besitzt daher einen Höhenunterschied von 15 m. Die

elektrischen Resistivitäten wurden auf der Ostseite bis zum Höhencode 94 m ü. NN graphisch

dargestellt. Auf der Westseite erreicht die Darstellung der Messwerte den Höhencode

95 m ü. NN.

Die Spannweite der graphisch dargestellten Werte liegt zwischen 14,0 und 2410 m. Im

Allgemeinen zeigen sich entlang der Profillinie niedrige elektrische Resistivitäten. Mit


zunehmender Tiefe ist eine signifikante Zunahme der elektrischen Resistivität zu verzeichnen.

Die höchsten elektrischen Resistivitäten (1747–2410 m) finden sich westlich von Station

52 m zwischen Höhencode 102 und 98 m ü. NN. Die niedrigsten Werte (14,0–19 m) zeigen

sich im östlichsten Bereich des Hanges direkt unter der GOF. In diesem Bereich finden sich

östlich von Station 164 m bis zu einer Tiefe von 4 m u. GOF niedrigere elektrische Resistivi-

täten (14,0–50,6 m).

Zwischen Station 140 und 164 m schließt sich bis zum Höhencode 108 m ü. NN ein hellblau

dargestellter Bereich an, dessen elektrische Resistivität gerundet zwischen 51 und 70 m liegt.

Für diesen Wertebereich stellt dieser Bereich des Untergrunds die größte Zone dar. Ein

schmales Band unterhalb der Profillinie zwischen Station 156 und 164 m besitzt allerdings

etwas niedrigere Werte. Bodensubstrate mit einer elektrischen Resistivität zwischen 51 und

70 m schließen sich östlich der beschriebenen Zone als schmales Band an. Diese Schicht

weist an ihrer Basis einen welligen Schichtverlauf entsprechend der unterlagernden Schicht

auf. Ansonsten besitzt diese hellblau dargestellte Schicht tendenziell einen horizontalen

Verlauf und streicht daher aufgrund des Hanggefälles zwischen Station 32 und 40 m an der

Oberfläche aus. Im Hangenden dieser Schicht gibt es zwei Zonen mit variierenden Mächtig-

keiten von bis zu 2,5 m u. GOF, deren elektrische Resistivität etwa von 37 bis 51 m reicht.

Zwischen den beiden mittelblau dargestellten Zonen steht die hellblau dargestellte Schicht

zwischen Station 108 und 116 m oberflächennah an.

Im Liegenden der hellblau dargestellten Schicht befindet sich eine bis zu 1,5 m mächtige

Schicht mit einer elektrischen Resistivität zwischen rund 70 und 97 m. Am Unterhang

streicht diese grün dargestellte Schicht ab dem Bereich zwischen Station 32 und 36 m für den

westlichen Hangverlauf an der Oberfläche aus. Zwischen Station 8 und 24 m besitzt diese

Schicht eine Mächtigkeit von etwa 2 m, die sich östlich davon auf bis zu 3,5 m erhöht. Dies

liegt an einer muldenartigen Struktur, die sich zwischen Station 24 und 40 m zeigt. Die grün

dargestellte Schicht wird von drei weiteren, ebenfalls grün dargestellten Schichten anderer

Farbnuancen unterlagert. Diese Schichten sind maximal 2 m mächtig und weisen, wie die

überlagernde Schicht, tendenziell einen horizontalen Verlauf mit einer welligen Ausprägung

auf. Deren elektrische Resistivität liegt gerundet ungefähr zwischen 100 und 250 m. Die

grünen Schichten weisen insgesamt eine Mächtigkeit von bis zu 5 m auf.

Im Liegenden dieser Schichten befindet sich eine knapp 1 m mächtige Schicht mit einer elek-

trischen Resistivität zwischen rund 250 und 350 m. Zwischen Station 68 und 72 m zeigt sich

etwa ab dem Höhencode 104 m ü. NN durch diesen gelb dargestellten Wertebereich eine


deutliche vertikale Anomalie der ansonsten horizontal verlaufenden Schichten. Westlich und

östlich dieser vertikalen Zone sind die elektrischen Resistivitäten signifikant höher. Die elek-

trischen Resistivitäten reichen dort bis zu Höchstwerten von rund 2400 m.

Westlich der vertikalen Zone verringerter elektrischer Resistivität, befindet sich im Liegenden

der Zone mit den höchsten elektrischen Resistivitäten ein kleiner Bereich mit deutlich reduzier-

ten elektrischen Resistivitäten. Dieser Bereich wurde durch die geoelektrische Prospektion

jedoch nur ansatzweise erkundet. Östlich der vertikalen Anomalie befindet sich eine block-

artige, dunkelrot dargestellte Zone zwischen Station 84 und 104 m unterhalb des Höhencodes

103 m ü. NN, die eine elektrische Resistivität zwischen rund 1270 und 1750 m besitzt.

Östlich von dieser Zone erhöhter elektrischer Resistivität erstreckt sich in etwa auf gleicher

Höhe ein großer Bereich mit einer elektrischen Resistivität von rund 480 bis 670 m. Die

beiden zuletzt beschriebenen Untergrundstrukturen besitzen eine Mächtigkeit von mindestens

10 m. Größere Tiefen wurden durch die geoelektrischen Messungen nicht prospektiert.

5.4 Korngrößenanalyse mittels Laserbeuger

Die Ergebnisse der Korngrößenanalyse von BÜS1a aus Tab. Vb im Anhang wurden in

Abb. 20 graphisch dargestellt. Die Daten nach der Fraunhofer- und Mie-Theorie wurden

zusammen nach Kornfraktionen getrennt in Graphen aufgetragen. Für die Schluff- und

Sandfraktion wurde in Unterfraktionen unterschieden. Da der Grobsandanteil verschwin-

dend gering war, wurde auf eine graphische Darstellung verzichtet. Lediglich für den

Ap-Horizont konnte im Bereich zwischen 0,20 und 0,30 m u. GOF ein Grobsandgehalt von

0,27 bis 0,35 Vol.-% je nach Berechnungsmodell ermittelt werden52. Die Sandfraktion hat

mit Werten zwischen 7,4 und 13,1 Vol.-% nach der Mie-Theorie nur einen geringen Anteil

an der Feinfraktion. Für die Berechnung nach der Fraunhofer-Theorie ergeben sich

annähernd gleiche Werte. Lediglich der obere Wert liegt 0,1 Vol.-% niedriger als nach der

Mie-Theorie. Die Werte der Tonfraktion liegen etwas höher als die der Sandfraktion. Für

die Mie-Theorie zeigen sich wesentlich höhere Werte für die Tonfraktion, die zwischen 9,4

und 14,3 Vol.-% liegen, als für die Fraunhofer-Theorie, wonach die Werte von 9,0 bis

12,3 Vol.-% schwanken. Die Schlufffraktion macht den größten Anteil an der Feinfraktion

aus. Nach der Mie-Theorie ergeben sich Werte von 75,7 bis 80,6 Vol.-%. Die Fraunhofer-

Theorie führt zu höheren Werten zwischen 76,2 und 81,6 Vol.-%.

52 Die beschriebenen Werte beziehen sich auf die Berechnung nach der Fraunhofer- und Mie-Theorie.


Abb. 20: Kornfraktionen des Bohrkerns BÜS1a mit Berechnung nach Mie und Fraunhofer (eigene Darstellung)


Wie aus Abb. 20 und Tab. Vb im Anhang hervorgeht weisen die Werte der Tonfraktion bis in

eine Tiefe von 1,15 m u. GOF für die beiden Auswerteverfahren starke Abweichungen zwi-

schen 0,6 und 3,3 Vol.-% auf. Nach der Mie-Theorie liegen die Werte für diesen Bereich über

12 Vol.-%, nach der Fraunhofer-Theorie hingegen darunter. Unterhalb dieser Tiefe schwan-

ken die Werte nur noch zwischen 0,1 und 0,6 Vol.-%, sodass sich für beide Auswertungs-

verfahren ein ähnlicher Profilverlauf ergibt. Bis in einen Tiefenbereich zwischen 1,5 und

1,95 m u. GOF nimmt der Tonanteil mit leichten Schwankungen zunächst ab. Für die erste

Hälfte des dritten Bohrmeters zeigen sich jedoch wieder höhere Werte. Danach ist wiederum

eine allmähliche Abnahme bis in eine Tiefe von 2,85 m u. GOF zu verzeichnen. Danach

oszillieren die Werte leicht zwischen etwa 9 und 10 Vol.-%. Zu Beginn des fünften

Bohrmeters ist ein starker Anstieg von rund 2 Vol.-% mit sich anschließenden stärkeren

Schwankungen im letzten Abschnitt zu verzeichnen.

Für die Feinschlufffraktion zeigen sich in Abb. 20 und Tab. Vb durchgehend ähnlich starke

Abweichungen der Werte für beide Auswerteverfahren. Die Feinschluffwerte weichen um

0,6–1,2 Vol.-% voneinander ab. In der Mitte des ersten, gegen Ende des zweiten und für den

gesamten vierten Bohrmeter sind die Werte niedriger als in den übrigen Bereichen. Die

höchsten Werte zeigen sich im Bereich zwischen 2,2 und 2,5 m u. GOF sowie zwischen 4,3

und 4,7 m u. GOF. Die niedrigsten Werte finden sich zwischen 3,2 und 4,1 m u. GOF. Bei

einem Vergleich mit der Tonfraktion zeigt sich mit Ausnahme des Bereiches bis

1,15 m u. GOF ein sehr ähnlicher Profilverlauf. Verglichen mit der Mittelschlufffraktion ist

der Verlauf der Feinschlufffraktion als nahezu simultan zu beschreiben. Jedoch zeigen sich

für die Mittelschluffwerte nahezu keine Unterschiede zwischen den beiden Berechnungs-

verfahren. Bis in eine Tiefe von 1,15 m u. GOF weichen die Werte um 0,4–0,8 Vol.-%

voneinander ab.

Innerhalb der Schluff-Fraktion dominiert der Grobschluff, wie sich anhand von Abb. 20 und

Tab. Vb erkennen lässt. Für die Grobschluff-Fraktion zeigt der grobe Grobschluff vor allem in

der Mitte des ersten Bohrmeters und stellenweise innerhalb des vierten Bohrmeters eine

Dominanz; ansonsten hat der feine Grobschluff einen höheren Anteil. Für den feinen Grobschluff

weichen die Werte nach der Mie- und Fraunhofer-Theorie um bis zu 0,6 Vol.-% voneinander ab.

Bei der gröberen Fraktion zeigen sich lediglich für den ersten Bohrmeter nennbare

Abweichungen zwischen 0,2 und 0,9 Vol.-%. Der Anteil des feinen Grobschluffs nimmt bis in

eine Tiefe von 4 m u. GOF tendenziell zu. Es zeigt sich ein oszillierender Verlauf mit mehr


oder weniger stark ausgeprägten Minima bei 1,30–1,40 m u. GOF, 1,75–1,80 m u. GOF,

2,10–2,15 m u. GOF, 2,30–2,55 m u. GOF, 3,25–3,30 m u. GOF, 3,85–3,90 m u. GOF,

4,30–4,40 m u. GOF, 4,45–4,50 m u. GOF und 4,70–4,75 m u. GOF. Der grobe Grobschluff

besitzt im Bereich von 0,50 bis 0,65 m u. GOF sowie von 3,25 bis 4,10 m u. GOF die höch-

sten Werte. In einer Tiefe von 2,05 bis 2,70 m u. GOF sowie von 4,20 bis 4,75 m u. GOF sind

die Werte am niedrigsten.

Ein ähnlicher Verlauf wird bei Betrachtung von Abb. 20 und Tab. Vb auch für die Fein-

sandfraktion ersichtlich. Jedoch schwanken die Werte stärker und weisen anstelle eines

Maximums im ersten Bohrmeter stattdessen höhere Werte für den zweiten Bohrmeter auf. In

diesem Bereich schwanken die Werte allerdings sehr stark, sodass sich auch zwei schwach

ausgeprägte Minima zeigen. Für diese Fraktion zeigen sich keine signifikanten Abweichungen

der Mie- und Fraunhofer-Auswertung. Die Werte weichen um bis zu 0,5 Vol.-% voneinander

ab. Der Anteil der Mittelsandfraktion ist im Vergleich zur Feinsandfraktion wesentlich

geringer. Den Werten der Fraunhofer-Auswertung nach zu urteilen liegt der höchste Wert bei

1,6 Vol.-%. Allerdings liegt dieser Wert nach der Mie-Auswertung bei 2,4 Vol.-%. An dieser

Stelle zeigt sich die größte Abweichung bei einem Wertevergleich der beiden Theorien. Bis

auf den letzten Abschnitt des fünften Bohrmeters zeigen sich für diese Fraktion keine wei-

teren Schwankungen von größerem Ausmaß.

Außer den einzelnen Feinsandfraktionen wurden auch die berechneten Werte des U-ratio nach

Fraunhofer und Mie aus Tab. Vb in Abb. 21 graphisch dargestellt. Die Werte des U-ratio

liegen nach der Mie-Theorie in einem Bereich zwischen 2,07 und 3,87 und besitzen demnach

eine Spannweite von 1,8. Für die Fraunhofer-Theorie zeigen sich Werte von 2,01 bis 3,75 und

eine Spannweite von 1,74. Im Einzelnen weichen die Werte um 0,05–0,16 voneinander ab.

Bezogen auf die Spannweite nach der Mie-Theorie liegen die Abweichungen zwischen

Mie- und Fraunhofer-Theorie in einem Bereich von 2,8 bis 8,9 %. Ein Vergleich der Profil-

verläufe zeigt jedoch keine größeren Abweichungen. Innerhalb des Profils zeigen sich für

beide Auswertungstheorien die höchsten Werte mit rund 3,5 bei 0,55–0,65 m u. GOF,

3,30–3,65 m u. GOF und 4,055–4,10 m u. GOF. Die niedrigsten Werte liegen etwa bei

2,0–2,1 und zeigen sich bei 2,40–2,50 m u. GOF. Ebenfalls sind im Bereich zwischen 4,30

und 4,80 m u. GOF niedrige Werte des U-ratio ersichtlich. Dort zeigt sich ein Peak mit

höheren Werten bei 4,40–4,45 m u. GOF. Zwischen 0,70 und 2,20 m u. GOF oszillieren die

Werte im Bereich zwischen 2,3 und 2,8.


Abb. 21: U-ratio des Bohrkerns BÜS1a mit Berechnung nach Mie und Fraunhofer (eigene Darstellung)

119

6 Diskussion

Bei der Interpretation der Untersuchungsergebnisse werden die Geländearbeiten fokussiert.

Hinsichtlich der Laborarbeiten wird ein Methodenvergleich angestrebt, da für diese Daten

keine Vergleichswerte von anderen Fundstellen zur Verfügung standen. Darüber hinaus sollen

auch die Geländearbeiten einem methodischen Vergleich unterzogen werden, um dadurch

Alternativen und Perspektiven für die Untersuchung von Fundstellen herauszuarbeiten.

6.1 Geoarchäologische Erkenntnisse zur Lokalität Bergheim-Büsdorf

Im Folgenden werden die geowissenschaftlichen und archäologischen Ergebnisse der Gelände-

arbeiten von Bergheim-Büsdorf näher besprochen. Dabei werden im Einzelnen die Ergebnisse

der Rammkernsondierung und der geoelektrischen Messungen erörtert. Ferner werden diese

Ergebnisse im Zusammenhang mit den früheren Geländearbeiten diskutiert.

6.1.1 Interpretation der Pedogenese

Die Bodentypenkarte aus Abb. 8 zeigt für den Standort von BÜS1(a) eine Parabraunerde an,

demzufolge ein Ah/Al/Bt/C-Normprofil zu erwarten wäre (vgl. Kap. 2.5). Für das Bodenprofil

BÜS1 wurde basierend auf der Benennung der bodenkundlichen Kartieranleitung (Ad-Hoc-

AG Boden 2005) entsprechend der Horizontmerkmale aus Abb. 17 bzw. Abb. 18 folgende

Horizontuntergliederung vorgenommen: Ap/Bbt/lCc/lCv/lCc/Ssw/Sd. Vereinfacht kann das

Bodenprofil als Ap/Bbt/C-Profil angesprochen werden. Dabei handelt es sich um eine ge-

kappte Bänderparabraunerde (vgl. S. 42 f.). Es kann angenommen werden, dass sich im Han-

genden des Bbt-Horizonts durch Lessivierung ein Al-Horizont ausgebildet hatte, der aufgrund

der Hanglage und der ackerbaulichen Nutzung durch Erosionsprozesse bereits wieder abge-

tragen wurde. Wie aus der Bodenprofilansprache von BÜS1 in Abb. 17 hervorgeht, handelt es

sich bei dem Ausgangsgestein des C-Horizonts um ein sandigeres Bodensubstrat als es bei der

Entstehung einer Normparabraunerde mit Bt-Horizont zu erwarten wäre, was zur Ausbildung

eines Bbt-Horizonts führte (vgl. S. 42 f.).

Bei dem Ap-/Bbt-Horizont handelt es sich um rezente Bodenhorizonte. Eingeschaltete Paläo-

böden sind in dem Bodenprofil von BÜS1(a) nicht zu erkennen (vgl. Kap. 5.2). Dazu soll er-

gänzend der Humusgehalt betrachtet werden. Bei der Probenvorbereitung für die Korngrößen-

analyse, führte die Zugabe von H2O2 bei den Proben des Oberbodenhorizonts zu einer

6 Diskussion 120

Gasentwicklung (vgl. Kap. 4.2.1). Dabei handelte es sich um CO2, der sich aufgrund der

oxidativen Wirkung von H2O2 bei Vorhandensein von organischer Substanz gebildet hatte.

Diese Beobachtung deckt sich mit der Bodenprofilansprache von BÜS1 für den Ap-Horizont,

der aufgrund der dunkelbraunen Farbe als schwach humos angesprochen wurde (vgl. Abb. 17).

Jedoch kam es auch in den Proberöhrchen der Unterbodenhorizonte zu einer leichten Aus-

bildung von Gasbläschen während der Erwärmung der Suspension. Dies ist auf die Entstehung

von O2 zurückzuführen, der sich bei der Redoxreaktion von H2O2 und H2O bildet. Da es sich

dabei um eine endotherme Reaktion handelt, bei der Energie zugeführt werden muss, läuft

diese aufgrund der Erwärmung als Parallelreaktion neben der Zerstörung der Organik ab

(RIEDEL 1994: 426). Anhand dessen lässt sich schlussfolgern, dass nur im oberen Teil des

Bodens organische Substanz in erkennbarer Menge enthalten war.

Die geologischen Karten von Abb. 4 und Abb. 5 weisen weichselzeitlichen Löss als Ausgangs-

gestein für den Standort der Bohrung von BÜS1(a) aus. Die Bodenprofilansprache aus Abb. 17

und die Fotographie des Bohrkerns BÜS1 aus Abb. 18 zeigen, dass es sich bei dem

C-Horizont im Bereich zwischen 1,16 und 4,80 m u. GOF mit Ausnahme des Bereiches

zwischen 2,16 und 2,73 m u. GOF um ein schluffiges, ungeschichtetes, humusfreies,

karbonathaltiges Bodensubstrat von gelblich brauner Farbe handelt. Nach der Definition

von KOCH und NEUMEISTER (2005: 193) sind dies typische Merkmale von Löss. Jedoch

zeigen sich im C-Horizont auch sekundäre (Kalk-)Konkretionen, was als Kriterium für

Lössderivate aufgelistet ist. Da das Substrat jedoch mehr den Charakteristika von Löss

als denen eines Lössderivats entspricht, kann von dem C-Horizont als Löss gesprochen

werden.

Der im C-Horizont eingeschaltete Bereich mit leicht abweichenden Merkmalen ist stärker

entkalkt als der übrige C-Horizont. Zudem zeigt sich an dem höheren Tonanteil und der

brauneren Farbe eine initiale Bodenbildung (vgl. Abb. 17 und Abb. 18). Dieses Substrat

erfüllt mindestens 5 von 12 Kriterien eines Lössderivats. Daher kann dieser lCv-Horizont

den „(schwach veränderten) Lössderivaten zugeordnet [werden]“ (KOCH und NEUMEISTER

2005: 194). Aufgrund der stärkeren Verwitterung dieses Horizonts kann angenommen

werden, dass dies mit einer paläoklimatischen Schwankung während des Weichsel-

Glazials im Zusammenhang steht (vgl. Kap. 2.5.4). Diese war jedoch nicht intensiv genug,

als dass es im Zuge dessen zu einer ausgeprägten Veränderung des Bodensubstrates und

verbunden damit zur Ausbildung eines mineralischen Ober- und Unterbodenhorizontes

kommen konnte. Da das Substrat des C-Horizonts ansonsten relativ homogen erscheint und

6 Diskussion 121

keine Einschaltungen von Paläoböden, Tephren o. Ä. enthalten sind, lässt sich keine pedo-

stratigraphische Zuordnung des Bodenprofils vornehmen (vgl. Kap. 2.5.4).

Die Bodenprofilansprache aus Abb. 17 beschreibt eine mehr oder weniger durchgängige

hydromorphe Überprägung des C-Horizonts. Daran zeigt sich, dass dieser Bereich zeit-

weise von Staunässe beeinflusst wird, was sich auch daran erkennen lässt, dass das Profil

von BÜS1 ab 4,15 m u. GOF als deutlich vernässt beschrieben wird. Ab einer Tiefe von

4,68 m u. GOF weist der fünfte Bohrmeter von BÜS1 zudem deutliche Fe-Ausfällungen

auf. In diesem Bereich zeigt sich ein Stauwassereinfluss, der auf das Kittgefüge der

Grobsande im Liegenden zurückzuführen ist. SCHNÜTGEN et al. (1975: 70) beschreibt das

Gefüge der jHT 3 als so stark verkittet, dass es dadurch zu Staunässe und folglich zur

Pseudovergleyung kommt. Dies zeigt sich auch bei der beschriebenen Bodenprofilansprache

von BÜS1. Daher kann davon ausgegangen werden, dass es sich bei den stark kiesigen

Grobsanden des letzten Bohrmeters von BÜS1 um die Sedimente der jHT 3 handelt. Diese

Annahme deckt sich ebenfalls mit der allgemeinen geologischen Beschreibung in der

Literatur (vgl. Kap. 2.2.2). Dementsprechend kann den erbohrten Terrassensedimenten ein

geologisches Alter von rund 0,781 Mio. Jahren zugeschrieben werden (vgl. S. 38).

6.1.2 Korrelation und Interpretation der geoelektrischen Messungen

Eine verlässliche Interpretation des geoelektrischen Messquerschnitts ist nur durch eine

Korrelation mit dem Bodensubstrat des Untergrunds möglich. Dafür können die Bodendaten

der Bohrungen verwendet werden. Jedoch ergibt sich bei der Korrelation eine potentielle

Fehlerquelle, da die Bohrungen nicht direkt auf der Messlinie durchgeführt wurden, sondern

die Bohrkernposition in den Messquerschnitt projiziert wurde. De facto wurden die Bohrungen

ca. 25 m südwestlich der geoelektrischen Messlinie abgeteuft (vgl. Abb. 16). Eine geologische

Interpretation der nicht erbohrten Bereiche kann lediglich anhand der geologischen Be-

schreibung der Literatur und mit Hilfe der Richtwerte zur elektrischen Resistivität aus Tab. 4

erfolgen.

Die elektrischen Resistivitäten des geoelektrischen Messquerschnitts weisen mit Werten

zwischen 14 und 2410 m eine große Spannweite auf. Daran zeigt sich, dass der Untergrund

eine variierende Textur und ein unterschiedliches Bodengefüge besitzt. Ebenfalls kann der

Wassergehalt des Bodens ein ausschlaggebender Faktor für Schwankungen der elektrischen

Resistivitäten sein (vgl. Kap. 4.1.2).

6 Diskussion 122

Für eine Korrelation der elektrischen Resistivitäten mit den Bodensubstraten in Bergheim-

Büsdorf wurde die Bohrkernposition im geoelektrischen Messquerschnitt von Abb. 19 mit der

Bodenprofilansprache des Bohrkerns BÜS1 aus Abb. 17 verglichen. Die hellblau dargestellte

Fläche ist an der projizierten Stelle der Bohrkernposition rund 5 m mächtig, weshalb es sich

dabei um Löss handelt. Entsprechend der Farbskala des geoelektrischen Messquerschnitts

besitzt dieser folglich eine elektrische Resistivität zwischen 50 bis 70 m. Diese Werte decken

sich mit dem Richtwert für Lösslehm in Tab. 4. Ferner schließt die hellblau dargestellte Fläche

auch den Ap- und Bbt-Horizont mit ein. Bei einem Vergleich des geoelektrischen Messquer-

schnitts mit den Korngrößen von BÜS1a fällt auf, dass der Tongehalt des ersten Bohrmeters

höher ist als im Liegenden (vgl. Abb. 17), sich für diesen Bereich in Abb. 19 jedoch keine

niedrigeren elektrischen Resistivitäten zeigen als dies nach Tab. 4 für tonreichere Böden zu

erwarten wäre. Dies kann möglicherweise mit der angesprochenen Problematik der Projektion

der Bohrkernposition zusammenhängen.

Im Normalfall sollte eine Untergrundverwitterung auf einer 2D-ERT-Grafik zu erkennen sein

(vgl. Kap. 4.1.2). Demnach hätte für Bergheim-Büsdorf zwischen Station 140 und 156 m keine

Boden- bzw. Tonmineralbildung in den oberen Bodenbereichen stattgefunden, sodass der Löss

direkt an der Oberfläche anstehen würde. Dies ist jedoch sehr unwahrscheinlich und legt die

Vermutung nahe, dass sich der Ap- und Bbt-Horizont nicht von dem C-Horizont mittels ERT

unterscheiden lassen.

Allerdings zeigen sich ab Station 36 m leichte Schwankungen der elektrischen Resistivität für

die Bereiche direkt unter der Geländeoberfläche. Eine mögliche Erklärung für diese Schwan-

kungen wären variierende Bodenwassergehalte (vgl. Kap. 4.1.2). Bei Betrachtung von Abb. 19

scheint dies eine plausible Erklärung, wenn angenommen wird, dass der Untergrund zwischen

Station 108 und 116 m bzw. zwischen Station 140 und 164 m durchlässiger ist als in den

anderen Bereichen. Ab Station 164 m liegt eine starke Bodenverdichtung vor, was zu

Staunässe führen könnte. Dies würde die extrem niedrigen Resistivitäten im Bereich ab

Station 172 m oberhalb des Höhencodes 111 m ü. NN erklären. Die verringerte elektrische

Resistivität in diesem Bereich kann auch mit erhöhten Tongehalten des Bodensubstrats

zusammenhängen (vgl. Tab. 4). Bei einem Vergleich der Abschnitte zwischen Station 120 bis

140 m und zwischen Station 140 bis 164 m fällt auf, dass die dunkelgrün dargestellte Schicht

(Wertebereich: 133–183 m) im Bereich des ersten Abschnitts mind. doppelt so mächtig ist

wie im Bereich des zweiten Abschnitts. Da an der Geländeoberfläche im Bereich des ersten

Abschnitts niedrigere Resistivitäten zu verzeichnen sind, als dies im Bereich des zweiten

6 Diskussion 123

Abschnitts der Fall ist, könnte es sich bei der dunkelgrün dargestellten Schicht um einen

Horizont mit geringer Permeabilität handeln. Dadurch kann es zur Ausbildung von Staunässe

kommen. Das würde für eine höhere Permeabilität im Bereich des zweiten Abschnitts

sprechen, was sich in einem niedrigeren Wassergehalt des Bodensubstrats im Hangenden der

stauenden Schicht äußern würde. Dadurch ließen sich die höheren elektrischen Resistivitäten

in dem zweiten Abschnitt erklären. Umgekehrt würde dies für einen erhöhten Wassergehalt im

ersten Abschnitt sprechen, wodurch sich die niedrigeren Werte erklären ließen.

Ferner können die Verwitterungsraten aufgrund eines höheren bzw. stärker schwankenden

Wassergehalts im ersten Abschnitt erhöht sein, was sich in einem höheren Tongehalt des

Bodens äußern würde und ferner Redoxprozesse begünstigt, wodurch sich beispielsweise der

Hämatit-Gehalt im Boden erhöht (vgl. Kap. 2.5.1). Dies könnten, neben einem erhöhten

Wassergehalt des Bodensubstrats, ebenfalls Gründe für herabgesetzte Werte der elektrischen

Resistivität sein.

Falls angenommen wird, dass die niedrigeren elektrischen Resistivitäten an der Gelände-

oberfläche im Bereich des ersten Abschnitts eher auf einen erhöhten Wassergehalt als auf

unterschiedliche Verwitterungsraten zurückzuführen sind, ergibt sich daraus die Schluss-

folgerung, dass sich anhand des geoelektrischen Messquerschnitts der Lokalität Bergheim-

Büsdorf keine eingeschalteten Paläoböden erkennen lassen. Obgleich nicht ausgeschlossen

werden kann, dass das Problem in der Projektion des Bohrkerns zu sehen ist, erscheint es

jedoch unwahrscheinlich, dass im zweiten Abschnitt die elektrische Resistivität aufgrund

fehlender Boden- bzw. Tonmineralbildung etwas höher liegt als in dem ersten Abschnitt.

Allerdings ist nicht auszuschließen, dass sich durch einen erhöhten Wassergehalt in Kombi-

nation mit erhöhten Verwitterungsraten elektrische Resistivitäten mit Werten unter 50 m

ergeben.

Wie anhand der Bohrkernposition im geoelektrischen Messquerschnitt von Abb. 19 ersichtlich

ist, wurden von den Bereichen im Liegenden der hellblau dargestellten Schicht noch die ersten

beiden grün dargestellten Bereiche mit dem letzten Bohrmeter der Bohrung BÜS1 erkundet.

Folglich können die grün dargestellten Flächen mit einer elektrischen Resistivität zwischen

rund 70 und 133 m als stark kiesige Grobsande interpretiert werden. Entsprechend der

geologischen Untergrundverhältnisse in diesem Bereich der Ville handelt es sich dabei um

Sedimente der jHT 3, die im unteren Hangbereich ausstreichen. Möglicherweise wurden mit

der Bohrung auch bereits Sedimente der genetisch sehr ähnlichen jHT 2 erfasst, da die

6 Diskussion 124

Gesamtmächtigkeit der jHT 1–3 im Bereich der Ville sehr gering ist (vgl. Kap. 2.2.2 und

Kap. 2.5.2).

Laut den Literaturangaben zur Geologie der Ville befinden sich im Liegenden der jHT tertiäre

Terrassensedimente (vgl. Kap. 2.2.1). Die Schichten mit einer elektrischen Resistivität über

350 m könnten damit im Zusammenhang stehen. Bei den Zonen mit höheren elektrischen

Resistivitäten (>1266 m) könnte es sich um Kiesbänke oder konglomeratische Sedimente des

Tertiärs handeln, die durch diagenetische Prozesse bereits verfestigt wurden (vgl. Tab. 4).

Für die vertikale Zone mit geringerer elektrischer Resistivität, die sich im Bereich zwischen

Station 68 m und 76 m unterhalb des Höhencodes 103 m ü. NN befindet, bieten sich zwei

mögliche Erklärungsansätze. Aufgrund der Verwerfung entlang des Erftsprung-Systems und

den damit einhergehenden Staffelbrüchen am Westrand der Ville (vgl. Kap 2.2), könnte es sich

bei der vertikalen Struktur mit erniedrigter Resistivität um eine Störungszone handeln (vgl.

BERNARD et al. o. J.: 17 f.; GRIFFITHS und BARKER 1993: 221; LOKE 2000: 35). Die niedrigere

elektrische Resistivität könnte auch mit einem Wechsel in der Lithologie zusammenhängen.

Bei einem Vergleich mit den Richtwerten aus Tab. 4 ist auszuschließen, dass es sich um

Einschaltungen von Braunkohle oder Lignit handelt, da die gemessenen Werte mind. 50 m

höher liegen. Jedoch könnte es sich bei der angeschnittenen Zone zwischen Station 36 und

48 m unterhalb des Höhencodes 95 m ü. NN um Braunkohle handeln. Klarheit über diese

Untergrundstrukturen könnte nur eine weitere Bohrung liefern, dies ist für die geochrono-

logische Erforschung des JP jedoch nicht erforderlich.

6.1.3 Geoarchäologische Erkenntnisse

Wie sich bei der Auswertung der geoelektrischen Messungen zeigte, streichen die Sedimente

der jHT 3 im unteren Hangbereich aus (vgl. S. 113, 123). Im Zuge der Grabungsarbeiten von

1986 für Bergheim-Büsdorf zeigte sich, dass die Terrassensedimente im Bereich der Fundstelle

von stark gewellten, sandigen Terrassenkiesen von roter Farbe gebildet werden (vgl. S. 76).

Diese Beschreibung passt zu den Charakteristika der jHT 3 (vgl. S. 37). Daher handelt es sich

bei den anstehenden Terrassensedimenten in diesem Teil des Hanges wahrscheinlich noch um

die Sedimente der jHT 3 und nicht um Sedimente der jHT 2. Entsprechend dem Ausstreichen

der jHT 3 im unteren Hangbereich und dem allgemeinen Schichtenverlauf am Hang (vgl. Abb.

19 und Kap. 6.1.2), kann zunächst der gesamte Hang als Einzugsbereich von erosiven Prozes-

sen angesehen werden, durch die es möglicherweise zu einer Verlagerung der Artefakte kam.

6 Diskussion 125

Oberhalb der Fundstelle besitzt der Hang ein Südwest-Gefälle, sodass die erosiven Prozesse in

diesem Bereich in Richtung Kieslinse gerichtet sind (vgl. Abb. 16). Dies legt zunächst die

Vermutung nahe, dass die archäologischen Funde von Bergheim-Büsdorf durch erosive Hang-

prozesse in Richtung Kieslinse transportiert wurden. Da sich in-situ-Fundschichten oftmals in

Bereichen höherer Artefaktkonzentrationen befinden (HAHN 1974a: 6; HEINEN und NEHREN

2001: 69), kann aufgrund der ebenfalls hohen Artefaktkonzentration im Bereich der Kieslinse

(vgl. S. 74) zumindest auf eine räumliche Nähe zu einem jungpaläolithischen Lager geschlos-

sen werden.

Laut KOSCHIK (2003: 201) handelt es sich jedoch um einen Irrtum, dass Fundstücke durch

Erosionsprozesse lateral verlagert werden. Vielmehr entsteht dadurch ein „Kondensat-

Fundplatz“ mit einer Aufkonzentration. Allerdings werden die Artefakte dadurch aus ihrem

stratigraphischen Zusammenhang gerissen und sind auf diesem Wege nicht mehr zeitlich

einzuordnen (KOSCHIK 2003: 201). Diese Argumentation spricht dafür, dass die in-situ-Fund-

schichten bereits erodiert wurden und sich das jungpaläolithische Lager ursprünglich auch an

der Stelle des Fundplatzes befand, jedoch auf höherem Niveau.

Dass jedoch nie eine laterale Verlagerung von Artefakten stattfindet, kann nicht pauschalisiert

werden. Ob diese Aussage zutrifft, sollte je nach Geländesituation beurteilt werden. Im Verlauf

von Kap. 2 zeigte sich für die Umgebung von Bergheim-Büsdorf, dass seit der Ablagerung der

jHT zahlreiche Prozesse stattgefunden haben, die das Relief durch Akkumulations- und

Erosionsprozesse auf vielfältige Weise veränderten. Ferner wird bei Betrachtung von Abb. 19

ersichtlich, dass es an dem untersuchten Hang zu einer Hangversteilung durch Erosion der

äolischen Sedimente gekommen ist. Darüber hinaus beschreiben AULER und STACHOWIAK

(vgl. S. 76) eine südwärts gerichtete Erosion der Lösse, die sich in dem Nord-Süd-Profil der

Sondagegrabung von Bergheim-Büsdorf zeigte. Zumal die erosiven Hangprozesse aufgrund

des Südwest-Gefälles oberhalb der Kieslinse in Richtung Fundstelle gerichtet sind, sollte eine

laterale Verlagerung der Artefakte nicht ausgeschlossen werden.

Beispielsweise zeigte sich für die Untersuchungen von Lommersum 1, dass es im Hangbereich

zu Verlagerungen von Schichtpaketen gekommen war, im Zuge dessen Artefakte von der

Hangschulter an den Hangfuß gelangten (vgl. S. 80). Diese Ergebnisse widerlegen die Aus-

sage, dass Artefakte keine laterale Verlagerung durch Erosionsprozesse erfahren können.

Weiterhin zeigte sich im Verlauf von Kap. 3.2.2, dass in der NRB sehr wenige Fundstellen

geowissenschaftlich untersucht wurden. Falls Untersuchungen stattgefunden haben, waren

diese meist nicht sehr umfangreich. Daher liegen für fast alle Fundstellen noch keine oder nur

6 Diskussion 126

sehr wenige Daten vor, die eine Paläoumweltrekonstruktion ermöglichen würden. Daher

wurde bislang für nicht oder nur ansatzweise geklärt, inwiefern es in der Vergangenheit zu

einer Reliefveränderung gekommen ist oder ob es möglicherweise extreme Ereignisse gab, die

zu radikalen Umwelt- und Landschaftsveränderungen geführt haben. Aufgrund dessen scheint

es vermessen eine laterale Verlagerung von Artefakten auszuschließen, solange die geowissen-

schaftlichen Zusammenhänge nicht hinreichend geklärt sind.

6.2 Methodenvergleich und Perspektiven

In diesem Kapitel werden einerseits einzelne Aspekte und Parameter verglichen, die bei der

Fundstellenuntersuchung von Bergheim-Büsdorf Anwendung fanden. Dabei ist von Interesse,

ob sich hinsichtlich dessen große Unterschiede in der Auswertung ergeben, die zukünftig

berücksichtigt werden sollten. Ein Vergleich der Messergebnisse soll zeigen, ob Parameter

bestimmt werden können, die das Ergebnis möglichst realitätsgetreu abbilden und sich für

geochronologische Korrelationen mit anderen Fundstellen besonders anbieten. Weiterhin wird

ein allgemeiner Methodenvergleich angestrebt, der zeigen soll welche Methoden für die

Untersuchung von jungpaläolithischen Fundstellen empfehlenswert sind. Der Fokus liegt dabei

auf den Fundstellen Bergheim-Büsdorf und Lommersum.

6.2.1 Prospektion und Sondage

Prospektionsmethoden haben im Allgemeinen den Vorteil, dass sie im weitesten Sinne eine

zerstörungsfreie Fundstellenuntersuchung ermöglichen (vgl. Kap. 4.1.1). Außer archäologi-

schen Prospektionsmethoden bieten sich auch verschiedene Möglichkeiten einer geophysikali-

schen Fundstellenprospektion an. Den zerstörungsfreien Methoden stehen verschiedene

Sondagemethoden gegenüber, bei denen es zu Eingriffen in den Untergrund kommt. In diesem

Zusammenhang soll im Folgenden aufgezeigt werden welche Alternativen und Perspektiven

sich für eine zukünftige Fundstellenuntersuchung von Bergheim-Büsdorf und Lommersum

anbieten.

Da an den neuen Geländearbeiten in Bergheim-Büsdorf nur ein Archäologe und nicht mehrere

beteiligt waren, konnte im Zuge dessen nur eine Hühnerprospektion durchgeführt werden. Das

erhöht den Zeitaufwand für ein flächiges Abschreiten potentieller Fundreale und verringert die

Chancen zum Auffinden von Funden, verglichen mit einer systematischen Geländebegehung

(vgl. Kap. 4.1.1). Mögliche Gründe, warum die Geländebegehung während der neuen

6 Diskussion 127

Geländearbeiten keine weiteren Funde erbrachte können darin gesehen werde, dass die Zeit

während der Geländearbeiten nicht ausreichte, um die Fundstellenumgebung großflächig abzu-

schreiten.

Ergänzend könnte für Bergheim-Büsdorf eine systematische Begehung durchgeführt werden.

Dadurch ließe sich möglicherweise das Fundinventar erweitern und die ursprüngliche Lage des

jungpaläolithischen Lagerplatzes mit Hilfe einer zweidimensionalen Artefaktkartierung näher

eingrenzen (vgl. S. 85). Allerdings streut die Artefaktverteilung bei Freilandstationen wesent-

lich stärker als dies z. B. bei Fundstellen in Höhlen der Fall ist (HAHN 1972: 71). Daraus ergibt

sich im Zuge einer systematischen Prospektion auch die Möglichkeit neue Fundareale zu

erschließen. Darüber hinaus bietet eine systematische Prospektion meist den Vorteil, dass die

Fundeinmessung mittels Totalstation erfolgen kann. Bei einer Hühnerprospektion kann die

Fundposition nur mittels GPS-Messung bestimmt werden, was folglich mit größeren Un-

genauigkeiten verbunden ist (vgl. Kap. 4.1.1).

Weiterhin sollte bei einer Fundstellenuntersuchung neben einer archäologischen Oberflächen-

prospektion auch eine geowissenschaftliche Prospektion des Untergrunds erfolgen. Eine solche

Untersuchung liefert zahlreiche Informationen, die für eine Paläoumweltrekonstruktion hilf-

reich sein können (vgl. Kap. 6.1.2). Neben einer 2D-Geoelektrik bietet sich darüber hinaus die

Möglichkeit mit einer 3D-Geoelektrik die Fundstellenumgebung flächendeckend zu unter-

suchen. Ferner würde sich eine Untersuchung mittels Magnetometerprospektion anbieten, da

sich dadurch archäologische Strukturen im Untergrund nachweisen lassen. Jedoch können mit

dieser Methode, im Gegensatz zu geoelektrischen Prospektionsmethoden, nur Tiefen von bis

zu 2 m erkundet werden (HECHT und FASSBINDER 2006). Dies könnte bei einer Untergrund-

untersuchung in Bergheim-Büsdorf zu Problemen führen. Einerseits zeigten sich bei der

Prospektion mittels ERT keine auffälligen Untergrundstrukturen, sodass folglich nicht gesagt

werden kann in welchen Tiefen möglicherweise archäologische Strukturen zu erwarten sind.

Weiterhin sind die äolischen Sedimente und die auflagernden Bodenhorizonte stellenweise bis

zu 5 m mächtig (vgl. Kap. 6.1.2), sodass diese nicht vollständig durch geomagnetische

Prospektion erkundet werden können. Außer den zerstörungsfreien Untersuchungsmethoden

könnte auch eine weitere Grabung in Betracht gezogen werden. Jedoch sollte dann eine

flächendeckende Prospektion des Untergrunds vorausgehen, um die Planung der Grabung zu

optimieren.

Generell eignet sich eine Grabung nicht nur zum Auffinden von archäologischen (Be-)Funden.

Sie bietet in geowissenschaftlicher Hinsicht auch die Möglichkeit ein Bodenprofil aufzu-

6 Diskussion 128

nehmen und ungestörte Bodenproben zu gewinnen. Im Laufe der archäologischen Forschungs-

geschichte gab es zahlreiche Verbesserungen hinsichtlich der Vorgehensweise bei Ausgra-

bungen. Im Zuge dessen wurden vermehrt geowissenschaftliche Arbeitsweisen integriert (vgl.

Kap. 3.1.1).

Beispielsweise ergab sich im Verlauf der Geländearbeiten von Lommersum 1 durch konti-

nuierliche Verbesserungen der Grabungsmethode eine geowissenschaftlich ausgelegte Heran-

gehensweise, die versuchte einen Zusammenhang zwischen pedologischen und archäo-

logischen Schichten herauszuarbeiten. In diesem Zusammenhang erfolgte auch eine drei-

dimensionale Einmessung der (Be-)Funde, was eine stratigraphische Einordnung erleichtert

(vgl. S. 78).

Um Erkenntnisse hinsichtlich des bislang ungeklärten Schichtenverlaufs im Hangbereich von

Lommersum 1 zu gewinnen, erfolgte im Zuge der Ausgrabungen eine geowissenschaftliche

Untergrunduntersuchung. Dazu wurden Bohrungen mittels Künzelstab durchgeführt, die

jedoch nicht zu befriedigenden Ergebnissen führten. Da aufgrund der damaligen Technologie

keine tiefgründigen Bohrungen abgeteuft werden konnten, ergab sich daraus die Forderung

einer erneuten geowissenschaftlichen Untergrunduntersuchung, wenn ausgereiftere Sondage-

methoden zur Verfügung stehen. Diese Forderung ließe sich durch eine Fundstellenunter-

suchung mittels Rammkernsondierung realisieren (vgl. S. 79).

Ein Vergleich von Grabungen und Rammkernsondierungen zeigt jedoch, dass sich durch

letztere nur gestörte Bodenproben gewinnen lassen. Aufgrund der Komprimierung der

einzelnen Bohrmeter ergeben sich je nach Bodensubstrat unterschiedliche Stauchungsraten

(vgl. Kap. 5.2), sodass dadurch eine exakte stratigraphische Interpretation nicht möglich

ist. Jedoch lassen sich die Untergrundverhältnisse durch Rammkernsondierungen schnell

und tiefgründig erschließen, wodurch sich wichtige Informationen für eine geowissen-

schaftliche Beurteilung einer Fundstelle generieren lassen.

Neben der beschriebenen Problematik einer Bohrkernkomprimierung kann eine Bohrung

immer nur linienhafte Informationen über den Untergrund liefern. Um daraus flächenhafte

Informationen zu generieren, können die Bodeninformationen einer Bohrung mit einer

ERT kombiniert werden. Aufgrund der beschriebenen Fundstellensituation von Lommer-

sum 1 wäre eine Kombination von geoelektrischer Prospektion und Rammkernsondierung

für eine Rekonstruktion des Fundschichtenverlaufs empfehlenswert. Dadurch ließe sich auch

die Sedimentpaket-Verlagerungstheorie überprüfen. Im Anschluss an diese Untersuchungen

6 Diskussion 129

könnte sich im Falle aufschlussreicher Ergebnisse eine 3D-Geoelektrik oder eine Magneto-

meterprospektion anschließen, um weitere Ausgrabungen vorzubereiten.

Für eine möglichst genaue Landschaftsrekonstruktion sind Bohrungen und Aufschlüsse in

großer Zahl unabdingbar (BRÜCKNER und GERLACH 2007b: 561). Durch die Kombination von

mehreren Untersuchungsmethoden lassen sich Forschungsergebnisse besser korrelieren. Daher

kann für die Untersuchung von Fundstellen im Allgemeinen eine kombinierte Anwendung von

Methoden und eine interdisziplinäre Herangehensweise empfohlen werden, um eine geo-

chronologische Einordnung zu erleichtern und zu verfeinern.

6.2.2 Korngrößenanalyse mittels Laserbeuger

Wie aus Abb. 20 hervorgeht besitzt der Oberbodenhorizont von BÜS1a (0,15–0,39 m u. GOF)

nach den Werten der Fraunhofer-Theorie die Bodenart Ut2. Für diesen Bereich zeigt sich eine

Abweichung bei einem Vergleich der beiden Auswertungs-Theorien. Nach der Mie-

Auswertung besitzt der Ap-Horizont einen wesentlich höheren Tonanteil, weshalb demnach

Ut3 als Bodenart angegebenen werden kann. Ein ähnliches Bild zeigt sich für den Bbt-

Horizont (0,39–1,15 m u. GOF). Dieser besitzt nach der Fraunhofer-Auswertung die Bodenart

Ut2. Für die Berechnung nach der Mie-Theorie ergaben sich jedoch höhere Tonwerte und

daher Ut3 als Bodenart. Nach der Fraunhofer- und Mie-Auswertung besitzt der gesamte Löss

die Bodenart Ut2. Für die Bereiche 2,15–2,50 m u. GOF und 4,55–4,7550 m u. GOF liegt der

Tonanteil etwa bei 12 Vol.-%. Daher können diese Bereiche auch als Ut2–3 angesprochen

werden. Wie aus Abb. 20 hervorgeht stellt die Mie-Auswertung den Tonanteil besser dar und

liefert daher aufgrund des pedogenetischen Hintergrunds für den Ap- und Bbt-Horizont

treffendere Werte. Dadurch lässt sich die Bodenart der beiden Bodenhorizonte genauer

bestimmen. Weiterhin ergibt sich daraus, dass diese Auswertungstheorie aufgrund ihrer

geeigneteren Darstellung von Partikelgrößen <10 µm (vgl. Kap. 4.2.1), zweckmäßiger für die

Identifizierung von initialen Verwitterungshorizonten und Paläoböden ist.

Bei einem Vergleich der Bodenartansprache mittels Fingerprobe von BÜS1 aus Abb. 17 mit

der Bestimmung der Bodenart von BÜS1a anhand der Laserbeugerwerte zeigen sich einige

Unterschiede. Für den Ap-Horizont stimmt die Ansprache der Bodenart durch die Fingerprobe

mit der Bestimmung mittels Laserbeugerdaten nach der Mie-Theorie überein. Die Laser-

beugerdaten, die nach der Fraunhofer-Theorie ausgewertet wurden, stimmen damit jedoch

nicht überein. Für den Bbt-Horizont stellt die Bodenartansprache im Gelände mit der

Bezeichnung Ut2–3 einen Mittelwert zwischen Fraunhofer- und Mie-Bestimmung dar. Für den

6 Diskussion 130

Rest des Profils zeigt sich für den Untergrundhorizont eine Abweichung zwischen der

Bodenartbestimmung mittels Laserbeugerdaten und der Bodenartansprache mittels Finger-

probe, da im Gelände der Tonanteil zu gering eingeschätzt wurde (vgl. Kap. 5.2).

Im Bereich zwischen 2,15 und 2,70 m u. GOF zeigt sich in Abb. 20 eine Zunahme der Ton-,

Feinschluff- und Mittelschlufffraktion gegenüber einer Abnahme der Grobschluff- und Fein-

sandfraktion. Der Anteil der Mittel- und Grobschlufffraktion liegt für diesen Bereich im

Vergleich zur Feinschluff- und Tonfraktion jedoch wesentlich höher. Daran zeigt sich lediglich

eine mäßige Bodenverwitterung (vgl. OTTNER et al. 2013: 36), die allerdings im Vergleich zu

den übrigen Lössen des C-Horizonts deutlich erkennbar ist. Ferner ist auch für den letzten

Bohrmeter von BÜS1a eine deutliche Verwitterung zu erkennen, was auf die Staunässe in

diesem Bereich zurückzuführen ist (vgl. Kap. 6.1.1). Erste Hinweise auf eine stärkere Ver-

witterung in diesen Bereichen zeigten sich bereits anhand der Bodenprofilansprache, die

hierdurch nochmals bestätigt werden können (vgl. Abb. 17 und Kap. 6.1.1). Eine pedo-

stratigraphische Einordnung lässt sich dadurch für Bergheim-Büsdorf nicht realisieren, da in

den Profilen nur ein Verwitterungshorizont eingeschaltet ist. Würde diese hochauflösende

Methode zur Korngrößenanalyse in Zukunft für die Untersuchungen von anderen Lössprofilen

Anwendung finden, ließen sich dadurch allerdings pedostratigraphische Informationen für die

Korrelation von Lössprofilen gewinnen. An Standorten mit mächtigen Lössauflagen und

geringer Bodenerosion sind die Chancen von eingeschalteten Paläoböden oder gering aus-

geprägten Verwitterungshorizonten wesentlich höher. Für Fundstellen im Bereich der Löss-

börden ließe sich beispielsweise eine umfassende Lössstratigraphie erarbeiten, die zur geo-

chronologischen Korrelation genutzt werden könnte.

Durch die Korngrößenanalyse ergeben sich anhand der Verhältniswerte, die mittels U-ratio

berechnet wurden, paläoklimatische Zusammenhänge, die in Abb. 21 ersichtlich sind. Im

Bereich von 0,55–0,65 m u. GOF, 3,30–3,65 m u. GOF und 4,055–4,10 m u. GOF zeigen

sich hohe Werte, die ein Anzeiger für kalte Klimaverhältnisse sind. Die niedrigen Werte

zwischen 2,40 und 2,50 m u. GOF sowie zwischen 4,30 und 4,80 m u. GOF sprechen für

wärmere Klimabedingungen. Der Peak bei 4,40–4,45 m u. GOF könnte ein Anzeichen für

einen Kältebruch während einer wärmeren Phase sein. Zwischen 0,70 und 2,20 m u. GOF

zeigen sich oszillierende Werte, sodass daher ebenfalls auf eine Oszillation der Klimakurve

geschlossen werden kann. Mit Hilfe des U-ratio lassen sich Bodenprofile mit

Eisbohrkernen korrelieren und dadurch eine geochronologische Einordnung erarbeiten.

Weiterhin können dadurch Lössprofile untereinander korreliert werden.

131

7 Synopsis

Aufgrund von Problemen bei relativen und absoluten Datierungsverfahren und einer zeitlichen

Diskrepanz zwischen der Datierung und dem eigentlichen Alter eines (Be-)Fundes, ergibt sich

die Forderung nach interdisziplinarer Zusammenarbeit, um der Komplexität des Sachverhalts

gerecht zu werden. Ferner stellt eine unreflektierte und unkritische Akzeptanz von Forschungs-

ergebnissen einen Fehler in der Interpretation von Daten dar (HAUPT 2012: 64).

Durch den wissenschaftlichen Fortschritt ergaben sich seit Entwicklung der 14C-Datierung

zahlreiche Verbesserungen. Vor allem die bessere Vergleichbarkeit von Messergebnissen soll

an dieser Stelle betont werden. Dies hängt u. a. auch mit der Kalibrierung der Daten

zusammen, wodurch sich Ergebnisse unterschiedlicher Methoden vergleichen lassen. Nicht

nur eine fächerübergreifende, sondern auch eine länderübergreifende Zusammenarbeit führte

zu Neuerungen in diesem Bereich der Forschung. Wie sich an der Kalibrierung von 14C-Daten

zeigt, ist ein Abgleich mit anderen Methoden und deren Messergebnissen unabdingbar zur

Minimierung bestehender Unsicherheiten. Dieses Prinzip greift auch für alle anderen

Datierungsmethoden, da trotz stetiger Verbesserungen die Ungenauigkeiten der 14C-Methode

und anderer Methoden niemals vollkommen beseitigt werden können und immer fehler-

behaftet sein werden. Da überdies mit der 14C-Methode nur eine gewisse Zeitspanne datiert

werden kann, sind daher andere Datierungsmethoden erforderlich, die zeitlich anknüpfen

können und methodisch vergleichbare Daten liefern (vgl. S. 54 f.).

Manche Böden lassen sich mittels 14C-Methode noch annähernd genau datieren. Die Methode

ist aber nur bei humosen Paläoböden anwendbar, da ansonsten die Datierungsgrundlage fehlt.

Darüber hinaus ergeben sich durch Unregelmäßigkeiten der terrestrischen Sedimentations-

prozesse weitere ungeschlossene Lücken, die sich jedoch durch eine Korrelation mit Eis-

bohrkernen oder Tiefseesedimenten zukünftig immer weiter schließen lassen (vgl. S. 50, 55).

Für die Fundstellenuntersuchung der Lokalität Bergheim-Büsdorf konnte mittels Laserbeuger

eine hochauflösende Korngrößenanalyse erstellt werden. Mit Hilfe der gewonnenen Analyse-

daten lassen sich Korngrößenverhältniswerte berechnen. Beispielsweise eignet sich der U-ratio

aufgrund der fokussierten Betrachtung der Sedimentationsbedingungen für eine geochrono-

logische Einordnung. Dadurch können paläoklimatische Bedingungen rekonstruiert werden,

wodurch eine Korrelation mit Eisbohrkernen ermöglicht wird. Ferner lassen sich durch diese

Rekonstruktion von Paläoklimaschwankungen Zusammenhänge zwischen pedogenetischen

7 Synopsis 132

Prozessen aufzeigen, was für eine pedostratigraphische Korrelation genutzt werden kann.

Dadurch lässt sich eine umfassende Lössstratigraphie zur geochronologischen Korrelation von

jungpaläolithischen Fundstellen erarbeiten (vgl. S. 130). Bei der Auswertung der Laserbeuger-

daten zeigte sich, dass tonreiche Bodenhorizonte besser durch die Korngrößenanalyse nach der

Mie-Theorie dargestellt werden. Daher eignet sich die Korngrößenanalyse nach dieser Theorie

zur Identifizierung eingeschalteten Verwitterungshorizonten (vgl. S. 129).

Bei der geophysikalischen Prospektion mittels ERT konnten für Bergheim-Büsdorf keine

Verwitterungshorizonte anhand von höherem Tongehalts identifiziert werden. Darüber hinaus

zeigten sich auch keine archäologischen Strukturen im Untergrund. Jedoch lässt sich diese

Methode zur geowissenschaftlichen Rekonstruktion von Schichten verwenden, die sich

hinsichtlich ihres Bodensubstrats signifikant unterscheiden (vgl. S. 123).

Falls sich hinsichtlich des Untergrundsubstrats von Lommersum 1 signifikante Unterschiede

zeigen würden, ließe sich diese Methode zur Rekonstruktion des Schichtenverlaufs im

Hangbereich nutzen. Dadurch könnte einerseits die Sedimentpaket-Verlagerungstheorie von

Lommersum 1 überprüft werden. Im Falle einer Validierung würde dies die Annahme

widerlegen, dass Artefakte nicht seitlich durch Erosion verlagert werden können (vgl. S. 125).

Im Allgemeinen zeigten sich die Artefakte der recherchierten Fundstellen in der NRB meist im

Bereich von Erosionskanten. Wie aus Abb. 9 hervorgeht, finden sich die meisten Fundstellen

im Nordwesten der NRB, was mit den geringeren Lössmächtigkeiten im Vergleich zum

Südwesten der NRB zusammenhängen kann (vgl. S. 70). Für die NRB zeigen sich für die erste

Phase des JP keine Funde. Die Besiedlung beginnt dort erst mit dem Aurignacien. Auch gibt es

zur Zeit des LGM keine Besiedlung. Ob es zu dieser Zeit aber tatsächlich keine Besiedlung

gab muss zunächst offen bleiben (vgl. S. 60 f.). Bei den dargestellten Fundplätzen handelt es

sich im überwiegenden Maße um Oberflächenfundplätze. Lediglich drei der Fundstellen

können als in-situ-Fundplatz angesprochen werden (vgl. S. 70). Als typische Fundplatzposition

zeigten sich Lee-Lagen im Hangschulterbereich, was wahrscheinlich mit den geschützten

Verhältnissen und der guten Aussicht über das umliegende Gelände zusammenhängt.

Weiterhin siedelten die Menschen des JP meist in Nähe von Gewässern. Daher zeigt sich die

Standortwahl vor allem jagd- und siedlungsstrategisch begründet. Die umfassendere

Erforschung und differenziertere Betrachtung von jungpaläolithischen Fundplätzen, zeigt sich,

dass eine simple Unterscheidung in Jagd- und Basislager allerdings nicht der Komplexität von

jungpaläolithischen Fundplätzen gerecht wird (vgl. S. 71).

7 Synopsis 133

Die recherchierten Fundstellen der NRB werden in den meisten Fällen nur anhand von

typologisch-formenkundlicher Merkmale zeitlich eingeordnet (vgl. S. 71). Eine Datierung an-

hand der Artefaktpatinierung ist jedoch nicht möglich. Daraus ergibt sich für viele Fundstellen

mit unsicherer Datierung die Forderung nach einer geowissenschaftlichen Untersuchung (vgl.

S. 62 f.). Für die Fundstellen Alsdorf, Lommersum 1, Oberkassel und Langweiler erfolgte

zudem eine geochronologische Zuordnung (vgl. S. 71).

Wie von LÖHR (LÖHR 1972: 50) in seinem Resümee zu den Grabungen in Langweiler

gefordert wird, kann auf eine systematische Untersuchung von paläolithischen Fundstellen

nicht verzichtet werden. Weiterhin wird angemerkt, dass im Rheinland bis dato vergleichs-

weise wenige Grabungen durchgeführt wurden oder eine Stratigraphie erarbeitet wurde. Bei

Betrachtung der aktuellen Forschungslage – über 40 Jahre später – sind keine großen Ver-

änderungen zu erkennen (vgl. Kap. 3.2.2). Jedoch zeichnet sich in den letzten Jahren ein

fortschrittlicheres Bild ab. Dies mag möglicherweise durch die Etablierung von interdiszipli-

nären Wissenschaften, wie beispielsweise der Geoarchäologie, angeregt worden sein.

Durch eine relative zeitliche Einordnung jungpaläolithischer Fundstellen mit Hilfe von hoch-

auflösenden und detailreichen Stratigraphien mittels derer sich markante Merkmale innerhalb

der Stratigraphien aufzeigen lassen, ließe sich bei treffenderer Zuordnung eine umfassende

und detaillierte Stratigraphie für Fundstellen der NRB erstellen. Durch Erarbeitung einer

komplexen (jung-)paläolithischen Fundstellenübersicht ließen sich zukünftig möglicherweise

innereuropäische als auch kontinentübergreifende Einwanderungsrouten, Siedlungsräume und

Besiedlungsphasen rekonstruieren.

Außer für Bergheim-Büsdorf wurden auch für die Fundstellen Lommersum 1 und Oberkassel

fortschrittliche Methoden angewendet. Durch die Neuuntersuchung von Oberkassel konnte

festgestellt werden, dass die 14C-Daten fehlerbehaftet sind. Aufgrund der durchgeführten

IRSL-Datierung kann die Fundstelle zeitlich ins Spätpaläolithikum eingeordnet werden und

datiert nicht ins Magdalénien, wie ursprünglich angenommen wurde (vgl. S. 85 ff.).

Wie sich anhand der Fundstellenuntersuchung von Lommersum 1 zeigte (vgl. S. 78 ff.), bieten

sich zahlreiche Untersuchungsmethoden, die auch für die Untersuchung von anderen Fund-

stellen in der NRB sehr nützlich wären und teilweise auch bei einer weiteren Untersuchung

von Bergheim-Büsdorf Anwendung finden könnten. Hinsichtlich der Untersuchung von

Fundstellen ist es empfehlenswert Untersuchungsmethoden zu kombinieren und Probleme

interdisziplinär anzugehen (vgl. S. 129).

7 Synopsis 134

Weiterhin gibt es zahlreiche Projekte, die auf interdisziplinärer Zusammenarbeit von Archäo-

logie mit Geowissenschaften und Geographie fundieren und belegen, dass diese Interdis-

ziplinarität zu wichtigen und neuen Erkenntnisse führt. Ende der 80er-Jahre zeigte sich

beispielsweise durch molekularbiologische Untersuchungen, dass es den anatomisch modernen

Menschen wesentlich länger gibt als lange angenommen wurde (vgl. S. 58 f.). Vor zwei Jahren

ergaben sich durch die Neuanalyse eines Zahnfundes mittels morphometrischer Unter-

suchungen neue Erkenntnisse, wonach die Einwanderung des modernen Homo sapiens nach

Europa bereits 5000 Jahre früher stattfand. Auch ergaben sich dadurch Hinweise auf eine

Mittelmeerroute für erste Einwanderungen aus Afrika nach Europa. Jedoch werden andere

Routen favorisiert, sodass hinsichtlich dessen noch Klärungsbedarf in der Forschung besteht

(vgl. S. 60 f.). Ferner ist die Archäologie aufgrund ihrer Interdisziplinarität oftmals unter den

Vorreitern in der Anwendung einer neuen Methode auf bestehende, bislang ungelöste

Probleme. Zahlreiche methodologische Modifikationen der 14C-Methode entsprechend der

geforderten Anwendung belegen diese fortschrittliche Vorgehensweise von Archäologen

beispielhaft (vgl. S. 54).

Eine umfassende Untersuchung kann eine Thematik bzw. Problematik in einem anderem oder

weiterführenden Kontext erfassen. Eine Kooperation von Geographie und Archäologie kann

für die Rekonstruktion einer Paläoumwelt genutzt werden. Darin zeigt sich eine Kontext-

erweiterung durch zunehmend geoarchäologische Betrachtungsweisen. Weitreichendere

Fragestellungen, die sich nicht nur auf menschliche Hinterlassenschaften und deren zeitliche

Einordnung beziehen, führen zu differenzierteren Antworten. In vielen Fällen bedingen oder

fordern komplexere Fragestellungen eine stetige Weiterentwicklung und Spezialisierung ak-

tueller Untersuchungsmethoden. Durch eine neue, zeitgemäße Betrachtung und Untersuchung

versuchen Forscher eine komplexe Problematik in einem anderen oder weiterführenden

Kontext zu beleuchten, woraus sich neue, ergänzende oder andere Resultate ergeben können.

Anknüpfend an das Einleitungs-Zitat von LYELL könnte einen Schritt weitergegangen werden,

wenn nicht nur die Gegenwart als Schlüssel zur Erforschung der Vergangenheit betrachtet

wird. Auch die Zukunft trägt eine Schlüsselfunktion. Durch die stetige Weiterentwicklung von

Untersuchungs- bzw. Analysemethoden befindet sich auch das Wissen in einem fortlaufenden

Prozess. Der Schlüssel für die Beantwortung ungeklärter Fragen liegt in der Zukunft und der

Entwicklung neuer Herangehensweisen und Methoden, wodurch sich neues Wissen er-

schließen lässt.

7 Synopsis 135

„Knowledge is a continuum, like the sphere of the earth but with the uninterrupted

vastness of a universe. – Roald Fryxell 1977”

(RAPP und HILL 2006: 1).

136

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VERWORN, M., R. BONNET UND G. STEINMANN (Hrsg.) (1919): Der diluviale Menschenfund von Obercassel bei Bonn. Wiesbaden.

siehe CD

V Anhang

a) Geoelektrische Messungen

b) Korngrößenanalyse mittels Laserbeuger

158

Eidesstattliche Erklärung

Hiermit versichere ich, Rebecca Stüber, dass ich die wissenschaftliche Prüfungsarbeit für die

Erste Staatsprüfung für das Lehramt an Gymnasien selbstständig ohne fremde Hilfe verfasst

und keine anderen als die angegebenen Hilfsmittel verwendet habe. Diese Erklärung schließt

auch die im Internet zugänglichen Daten ein. Die Stellen der Arbeit, die dem Wortlaut oder

dem Sinn nach anderen Werken entnommen wurden, sind unter Angabe der Quellen der

Entlehnung kenntlich gemacht. Die Arbeit ist noch nicht veröffentlicht oder in gleicher oder

anderer Form an irgendeiner Stelle als Prüfungsleistung vorgelegt worden.

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Ort, Datum Unterschrift

Geowissenschaftliche Untersuchungen jungpaläolithischer Fundstellen in der Niederrheinischen Bucht...

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