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Limnologie der Maarseen und typische Sedimente

Klemens Seelos und Frank Sirocko

Limnologie

Seen sind aufgrund ihrer Beckenstruktur und des schützenden Wasserkörpers ausgezeichnete Sedimentfallen. Besonders geeignet sind Maarseen, die aufgrund ihrer großen Tiefe mächtige Sedimentabfolgen aufnehmen können (Abb. 2.1). Sämtliches Material, das in den See eingetragen wird, wie vulkanische Aschen, wie auch im See gebildete Organismenreste, Einträge aus Bächen oder über die Luft, lagern sich ab und führen so über die Jahrtausende zur Verlandung des Gewässers. In der Eifel gibt es heute sieben offene Maarseen. Dies sind die drei Dauner Maare (Schalkenmehrener, Weinfelder und Gemündener Maar; Abb. 2.1) sowie das Holzmaar und das Pulvermaar bei Gillenfeld. Etwas abseits im Südwesten der Vulkanzone liegt das Meerfelder Maar, im Osten das Ulmener Maar.

Die wasserchemischen Eigenschaften der Maarseen werden seit etwa 30 Jahren offiziell von Landesbehörden überwacht und sind wissenschaftlich gut erforscht (SCHARF & OEHMS 1992). Im Rahmen von Lehrveranstaltungen der Johannes Gutenberg-Universität Mainz gibt es seit 2002 in einigen Maaren ebenfalls Wasser- und Bodenuntersuchungen. Dabei hat man in regelmäßigen Abständen mit einer Messsonde im See und direkt an entnommenen Wasserproben Temperatur, Sauerstoffgehalt, Leitfähigkeit, Redoxpotenzial, pH-Wert, Strömungsgeschwindigkeit und Wassertrübe gemessen (Abb. 2.2). Driftbojen dienten dazu, die Strömungen im Maar verfolgen zu können. Die Ergebnisse zeigen, dass neben den primären Sedimentquellen vor allem die wasserchemischen Parameter Sauerstoffgehalt, Nährstoffgehalt und Wasserschichtung für die Sedimentzusammensetzung am Seeboden entscheidend sind.

2.1 Luftbild des Weinfelder Maares (ohne Zu- und Abfluss) und des Schalkenmehrener Maares im Hintergrund (mit Zu- und Abfluss).

Generell gilt für alle Seen Mitteleuropas, dass sich durch die Sonneneinstrahlung ein Temperaturgradient von oberflächennahen etwa 20 °C bis etwa 5 °C in Seebodennähe entwickelt (Abb. 2.2). Die stärkste Veränderung im Temperaturprofil wird Sprungschicht oder Thermokline genannt. Das Wasser oberhalb der Sprungschicht wird bei Starkwinden durchmischt, während das Tiefwasser nicht in die Zirkulation mit einbezogen ist. Der bodennahe Wasserkörper in tiefen Seen – wie den Maaren – verarmt dadurch an Sauerstoff, sodass keine Bodenlebewesen mehr existieren können, die den Seeboden durchwühlen. Die bis 1 mm mächtigen Jahreslagen bleiben dadurch unzerstört erhalten. Wenn ein Bodenwasserkörper über mehrere Jahre hindurch nicht von Frischwasser durchlüftet wird, bildet sich ein sogenanntes Monimolimnion. Die Sedimente im Monimolimnion sind aufgrund der Umsetzung durch anaerobe Bakterien zu Sulfiden dunkelbraun bis schwarz gefärbt und durchgehend fein laminiert. Eine solche saisonale Jahresschichtung wird als Warve bezeichnet (Kap. 4).

Eine Gegenüberstellung der Temperaturprofile aus verschiedenen Maaren findet sich in Abbildung 2.3. Die Kurven zeigen, dass die Sprungschicht im Frühjahr deutlich höher liegt als im Spätsommer, da sich die Oberflächentemperatur durch die Sonneneinstrahlung zu Beginn des Jahres erhöht, das Tiefenwasser aber die Temperatur der höchsten Dichte (4 °C) behält. Dieses Muster im Temperaturverlauf ist für alle Seen Mitteleuropas typisch. Mit einer deutlichen Abkühlung der Lufttemperatur und dem Einsetzen stärkerer Herbstwinde im Oktober beginnt die Vollzirkulation im See. Das Oberflächenwasser wird über den Kontakt mit der Luft abgekühlt und sinkt in die Tiefe. Sobald der Wert der maximalen Dichte erreicht ist (bei 4 °C), hat der gesamte See eine einheitliche Temperatur. Weitere Abkühlung führt zu einer Überschichtung mit Kaltwasser, das letztendlich gefriert und das Tiefenwasser vom Sonnenlicht abschirmt. Alle Seen der gemäßigten Breiten sind somit dimiktisch, das heißt, sie werden im Frühjahr ebenso wie im Herbst vollständig durchmischt.

2.2 Schematische Darstellung der vertikalen Wasserschichtung, der Temperatur, der Leitfähigkeit und des Sauerstoffgehaltes in Maaren.

Die Messungen im Holzmaar zu unterschiedlichen Jahreszeiten (Mai und September) in den Jahren 2004 und 2007 zeigen deutliche Verschiebungen der Sprungschicht im Jahresgang. Die Werte im Ulmener Maar vom September 2005 dokumentieren sogar die Ausbildung einer doppelten Sprungschicht. Die dünne obere Sprungschicht (2,5–4 m) hat sich aufgrund einer längeren Warmphase im Spätsommer des Jahres 2005 zusätzlich gebildet. Die untere Sprungschicht in 8–14 m Tiefe ist außergewöhnlich tief für ein Maar dieser Größe. Diese extreme Tieflage der Sprungschicht hat ihre Ursache in der Wasserentnahme an einer Brunnengalerie auf der Ostseite des Ulmener Maares. Diese Brunnen fördern ein Uferfiltrat und entnehmen jährlich ungefähr 740.000 m³ Wasser, die einerseits das Umland von Ulmen, andererseits auch die Stadt Cochem mit Trinkwasser versorgen (Quelle: Kreiswasserwerk Cochem, geschätzte Entnahmemenge für 2007).

2.3 Vertikale Temperaturprofile der untersuchten Eifelmaare (gemessen im 50-cm-Intervall mit einer Amel-Messsonde).

2.4 Vertikale Sauerstoffprofile untergliedert in Realwerte (ppm) und Sauerstoffsättigung (%, temperaturabhängig) des Schalkenmehrener Maares, des Holzmaares und des Gemünderer Maares (gemessen mittels titrimetrischer Verfahren nach Merck).

Die Abbildung 2.4 zeigt die Entwicklung des Sauerstoffgehaltes und der Sauerstoffsättigung. Sowohl das Schalkenmehrener Maar als auch das Holzmaar sind durch deutlich erhöhte Sauerstoffgehalte im Bereich der Sprungschicht gekennzeichnet, wobei die Sauerstoffsättigung dort sogar einen Wert von über 100 % erreicht. Die Sauerstoffproduktion in dieser Tiefe wird von Diatomeen (Kieselalgen) verursacht, die durch Fotosynthese zusätzlichen Sauerstoff produzieren. Damit übersteigt die Sauerstoffkonzentration die temperaturabhängige physikalische Sättigung des Wassers und es werden Werte über 100 % erreicht. Die fischreiche Sprungschicht ist damit nicht nur durch einen Temperaturabfall gekennzeichnet, sondern auch durch ein Sauerstoffmaximum. Unterhalb der Linie sinkt der O₂-Gehalt dann schnell auf einen Wert unter 3 ppm ab. Bei solch geringen O₂-Gehalten können Fische und die meisten anderen Lebewesen im Tiefenwasser nicht überleben. Dieses sauerstoffarme Tiefenwasser entsteht durch die Zehrung des während der Vollzirkulation in die Tiefe transportierten Sauerstoffes durch Oxidation der organischen Bestandteile im Sediment. Dieser Prozess kennzeichnet die Entwicklung des Tiefenwassers der Seen im Laufe jedes Sommers, bis im Herbst bei 4 °C dann frisches, mit Sauerstoff angereichertes Oberflächenwasser in die Tiefe transportiert wird.

Im Gemündener Maar erreicht der Sauerstoffgehalt in der Sprungschicht nicht die hohen Werte der beiden anderen Maare; dafür ist das Gemündener Maar auch in der Tiefe noch relativ sauerstoffreich. Diese Besonderheit folgt aus den unterschiedlichen Trophiestufen (Nährstoffgehalte, insbesondere Phosphat) der Seen in Deutschland. In den Eifelmaaren gibt es heute lediglich zwei Trophiestufen: eutroph (nährstoffreich) und oligotroph (nährstoffarm). Hohe Phosphatwerte deuten auf ein reiches Nährstoffangebot im Wasserkörper hin. Oligotrophe Seen wie das Gemündener Maar sind durch geringe Nährstoffgehalte, reduziertes Algenwachstum und hohe Sauerstoffgehalte im Tiefenwasser gekennzeichnet. Die geringe Algendichte bewirkt allerdings auch eine erhöhte Lichtdurchlässigkeit der Wassersäule, was sich wiederum positiv auf das Algenwachstum in größeren Tiefen auswirkt. Somit weisen oligotrophe Seen tief reichende Algenpopulationen auf, wobei die Anzahl an Individuen allerdings deutlich geringer ist als bei eutrophen Seen.

Jeder See hat einen charakteristischen Chemismus, der direkt mit dem Niederschlag im Einzugsgebiet, der Größe des Einzugsgebietes, dem Volumen des Wasserkörpers und damit der Verweilzeit des Wassers im Zusammenhang steht (Tab. 2.1).

Tab. 2.1 Morphometrie der Eifelmaare. Die geringste Verweildauer von nur einem Jahr zeigen das Holzmaar und das Ulmener Maar, da diese Maare klein sind, aber ein sehr großes Einzugsgebiet haben. Die höchste Verweilzeit von 64 Jahren hat das Wasser des großen und tiefen Pulvermaares, das aber aus einem sehr kleinen Einzugsgebiet gespeist wird (ergänzt nach SCHARF & OEHMS 1992).

2.5 Kieselalgen (Diatomeen) als Mikroskopaufnahmen mit 600-facher Vergrößerung: a) Cymbella cistula ist weit verbreitet, aber nur mäßig individuenreich; b) Cocconeis placentula bevorzugt eutrophe Bedingungen und tritt massenhaft auf; c) Gomphonema acuminatum heftet mit Gallertstielen am Substrat an und weist begrenzte Toleranz gegenüber Abwässern auf; d) Epithemia adnata ist angepasst an hohe Phosphat- und niedrige Stickstoffgehalte; e) Asterionella formosa zeigt massenhaftes Auftreten, ist häufig in eutrophen Seen und bildet sternförmige Kolonien; f) Cyclotella radiosa ist häufig in eutrophen Seen.

Für die Nährstoffgehalte in einem See ist damit insbesondere die landwirtschaftliche Nutzung im Einzugsgebiet entscheidend. Hohe Düngung in einem großen Einzugsgebiet führt zu starkem Eintrag von Nitrat und Phosphat, das vor allem den Kieselalgen (Abb. 2.5) als primäre Nahrungsgrundlage dient. Die Kieselalgen stellen ihrerseits wieder die Nahrungsgrundlage für Plankton fressende Friedfische dar. Wird der Phosphateintrag in einen See zu hoch, entwickeln sich starke Planktonblüten, die viel Biomasse bilden. Diese Biomasse stirbt ab, die organische Substanz reagiert mit dem gelösten Sauerstoff des Wassers und bindet diesen zu CO₂. Unter einem Sauerstoffgehalt von 6 ppm können Fische nicht mehr existieren und der jeweilige See „kippt“, wenn dieses sauerstoffarme Tiefenwasser sich bis an die Wasseroberfläche empor entwickelt.

Seesedimente

Die Verfüllung von Seen mit Sedimenten kann je nach Einzugsgebiet, Art der Zuflüsse und Sauerstoffgehalte recht unterschiedlich sein. Erste Vorstellungen zum Verlauf der Maarverfüllung unmittelbar nach der Eruption wurden schon sehr früh aus geophysikalischen Untersuchungen entwickelt (BÜCHEL 1984 und 1994) und später anhand von Erkundungsbohrungen zur Grundwassergewinnung im Randbereich der Trockenmaare weiter ausgearbeitet (PIRRUNG 1998, PIRRUNG et al. 2003). Im Rahmen des Bohrprojektes ELSA (Eifel Laminated Sediment Archive) wurde dann erstmals systematisch im Zentrum vieler Trockenmaare gebohrt und es zeigte sich, dass Maare von ca. 1 km Durchmesser meist etwa 80 m Seesediment enthalten; das Maximum wurde im 1,4 km breiten Jungferweiher bei Ulmen mit 155 m Seesediment beobachtet (SCHABER & SIROCKO 2005). Aufgrund der großen Tiefe dauert die Verlandungsphase von Maaren erheblich länger als die flacher Seen. Lediglich ein zusätzlicher massiver Eintrag von vulkanischen Aschen aus Eruptionen im direkten Umfeld kann eine beschleunigte Verfüllung der Maare verursachen.

2.6 Sedimenttypen und ihre Entstehung im Zuge der See-Entwicklung. a) An der Basis der Maarseen liegt Rückfall von Umgebungsgestein und vulkanische Tephra der initialen Eruption. Es folgen Hangrutschungen von den noch instabilen Kraterhängen und feinkörniger Rückfall aus der Aschenwolke am Ende der Eruption, bis die Hänge eine stabile Hangneigung von etwa 30° erreichen. b) Weiteres Sediment wird danach vor allem durch biogene oder klimatisch gesteuerte Prozesse in den See eingetragen. c) In Warmzeiten dominieren dabei die biogenen Prozesse durch Algenbildung im Wasser und Laubfall aus der umgebenden Vegetation, in Kaltzeiten dagegen wird vor allem mineralisches Sediment abgelagert. d) Die Oberflächen der verlandeten Eifelmaare sind meist durch mehrere Meter mächtige Hangschutte aus der letzten Eiszeit überlagert.

Die Sedimente zeigen in allen Kernen des ELSA-Projektes immer wieder gleiche Muster hinsichtlich der Seeverfüllung. Typische Sedimente und ihre Entstehung im zeitlichen Fortgang der See-Entwicklung sind in Abb. 2.6 zusammengestellt.