Geologie

Naturräumliche Lage

Die „Lange-Damm-Wiesen und das Untere Annatal” liegen in der naturräumlichen Großeinheit der Ostbranden­burgischen Platte, die einen Ausschnitt aus dem Jung­moränenland des Nord­deutschen Flach­landes bildet. Die Oberflächen­gestalt der Ostbranden­burgischen Platte wurde durch Formen und Ablagerungen des Branden­burger und Frankfurter Stadiums der Weichsel­eiszeit geprägt. Die südwestlich der Hauptstill­standslage des Frankfurter Stadiums (von Frankfurt a.d.O. über Müncheberg, Buckow, nördlich Strausberg und Werneuchen in Richtung Biesenthal) gelegenen tieferen Lagen des älteren Branden­burger Stadiums wurden von Sander­schüttungen des jüngeren Frankfurter Stadiums bedeckt.

Scholz (1962) beschreibt die Bodengestalt der Ostbranden­burgischen Platte als „Mosaik, in dem wellige bis flach­hügelige Sand- und Lehmplatten vorherrschen; sie erhalten formen­mäßige Auflockerung und Belebung durch teilweise recht relief­starke, meist aber mittel­steile End- und Stauch­moränenhügel und -züge, durch einige feuchte Niederungen und durch verschiedene, mehr oder weniger stark in die Platten eingesenkte Täler.” Bei diesen Tälern handelt es sich meist um in Nord-Süd-Richtung verlaufende Rinnen­täler mit langge­streckten Seen darin. Teil eines solchen subglazialen Rinnen­systems im Bereich der Barnimplatte stellt das Gebiet „Lange-Damm-Wiesen und Unteres Annatal” dar. Das Rinnensystem beginnt im Forst Blumenthal mit einigen kleinen Seen, verläuft über den Latt-, Ihland- und Straussee in Richtung Herrensee, wird von den Lange-Damm-Wiesen fortgesetzt und erreicht über den Stienitzsee, Rüdersdorf und Woltersdorf das Berliner Urstromtal.

Geologie und Böden

Bei dem Ausgangs­gestein der Barnimplatte als Grundmoränen­fläche handelt es sich im wesentlichen um Locker­sedimente der Weichsel­eiszeit. Zum einen ist nach dem Abschmelzen der Gletscher als Sediment Geschiebe­mergel bzw. -lehm zurück­geblieben, welches die Grundmoränen­platte bildet, zum anderen wurde dieser Geschiebe­mergel/-lehm teilweise von sandigen Ablagerungen des Schmelz­wassers eines jüngeren Vereisungs­stadiums überdeckt. Diese Sand-(Sander-)Überschüttungen treten besonders in der weiteren Umgebung von Strausberg auf (Scholz 1962).

Solche von Sand überschütteten Geschiebe­mergel/-lehmflächen sind die Hochflächen, welche die Lange-Damm-Wiesen und das Untere Annatal umgeben. Die Mächtigkeit der Sandschüttungen beträgt meist mehr als 5 m. Auch Teile des Rinnensystems, zu dem die Lange-Damm-Wiesen gehören, wurden südlich des Herrensees von Sand verschüttet. Da dadurch der ursprüngliche Abfluss des Herrensees versperrt wurde, entstand als neuer Abfluss das Erosionstal des Becker­fließes (Annatal). Dieses Erosionstal hat sich so tief in die Sandüber­schüttung der Grundmoränen­platte eingegraben, dass an seinem Rande der Geschiebe­mergel zu Tage tritt. Außer in diesem Bereich steht Geschiebe­mergel im Gebiet nur noch am Ostrand der Lange-Damm-Wiesen nördlich von Hennickendorf an (vgl. die Geologische Übersichts­karte).

Eine geologische Besonderheit stellen die im Abschnitt des Rinnen­systems zwischen Herrensee und Stienitzsee gelegenen Osbildungen dar. Als erster beschrieb Wolff (1925, 1926) die aus den Lange-Damm-Wiesen aufragenden Wälle und Einzelhügel als Oser und osartige Ausläufer. Insbesondere der Os, der mitten im Tal liegt und dessen Gesamt­erstreckung über einen Kilometer beträgt, sei „von modell­artiger Schönheit und so wohl erhalten ..., wie nur irdendeiner in Nord­deutschland” (Wolff 1926). Die Seltenheit von Osern auch in der sehr formen­reichen Norddeutschen Glazial­landschaft stellt Wolff (1926) besonders heraus: „Alte Schmelz­wassertäler aus der Eiszeit, in denen sich jetzt hübsche Seen eingebettet finden, durchziehen unsere Landschaft zu hunderten; um aber einen richtigen Os zu sehen, müssen wir oft sehr weit reisen.”

Die Entstehung der Oser ist von Toteis­körpern abhängig, in deren Spalten­system in Teil­bereichen durch das Schmelz­wasser keine Erosion, sondern Akku­mulation von Material stattfindet. Die Sedimentation von Sand, Kies und Schotter in Schmelzwasser­bächen oder -spalten kann punktuell erfolgen, so dass nach dem Abtauen des Toteis­körpers Einzel­vollformen (Kames) zurückbleiben, es kann aber auch eine linienhafte Sedimentation erfolgen, so dass nach dem Abtauen die Sediment­füllung eines langen Eisspalten­zuges als bahndamm­artiger, oft kilometer­langer Wall (Os) liegen bleibt.

Die bis zu 10 m aus ihrer Umgebung aufragenden Oser in den Lange-Damm-Wiesen erstrecken sich entsprechend dem Rinnental von nordnord­östlicher in südsüd­westlicher Richtung. Der modellartig ausgebildete Os nördlich der Eisenbahn findet südlich der Bahnlinie seine direkte Fortsetzung in dem Hügel VI. Die anderen Hügel südlich der Bahn verlaufen weiterhin in die gleiche Richtung, stellen jedoch u.a. wegen der nacheis­zeitlich Vermoorung der Niederung keinen zusammen­hängenden Damm mehr dar. Trotz der Unter­brechung ist teilweise noch eine leichte Erhebung über das umgebende Wiesen­niveau als Verbindung zwischen den Hügeln erkennbar.

Die Niederung der Lange-Damm-Wiesen wird durch holozäne Bildungen bestimmt und lässt sich in zwei durch ihre Entstehungs­geschichte und ihren Untergrund unter­schiedene Teil­bereiche aufteilen: 1. die eigent­lichen Lange-Damm-Wiesen nord­östlich der Chaussee zwischen Torfhaus und Hennickendorf und 2. die südwestlich dieser Chaussee gelegenen „Stienitzseewiesen”, die erst 1858 nach einer Seespiegel­absenkung (um 2,50 m) des Stienitz-Sees entstanden sind (Schlüter 1955a).
 

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Geologische Übersicht des Gebietes „Lange-Damm-Wiesen
und Unteres Annatal” (Schlüter 1955a)

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In den Lange-Damm-Wiesen ist Torf mit unterschied­licher Mächtigkeit über grobsandigen bis kiesigen Untergrund anzutreffen. Südöstlich und nordwestlich von Hügel IV wurden Ende der vierziger Jahre die Torfe auf einer Fläche von ca. 10 ha hinsichtlich ihrer Abbau­würdigkeit untersucht (Engelhardt 1947). Stellen­weise wurde eine Torfmäch­tigkeit von über 5 m und das Vorhanden­sein einer Mergel­schicht (Kalkgehalt bis 66 % d. Trocken­substanz) festgestellt. Als Besonderheit wird ein „doppeltes Profil” (Torf- Faulschlamm- Mergel- Torf- Faulschlamm- Mergel- Sandiger Untergrund) erwähnt, welches mit zwei Überflutungs­perioden erklärt wird.

1993 wurden an den Bohrpunkten mit dem ausge­prägtesten Doppel-Profil (Bohrpunkt 5 u. 17 bei Engelhardt 1947) Wiederholungs­bohrungen durchgeführt. Profil 5 ist als eu- bis mesotrophes Hangquell­moor mit wechselnder Wasser- und Kalkzufuhr anzu­sprechenden. Durch den Wechsel der Wasser- und Kalkzufuhr sind innerhalb des groben Radizellen­torfes kalkhaltige Abschnitte zu finden. Zwischen 5,20 und 6,35 m u. G. zeugt Detritus- und Algenmudde über Sand vom frühpost­glazialen Stadium eines offenen Gewässers. Profil 17 (Bohrtiefe bis 7,50 m) deutet auf ein eutrophes Hangquell­moor/Verlandungs­moor mit frühpost­glazialem Stadium eines offenen Gewässers hin (Brande schriftl. Mitt.).

Insgesamt lassen sich die Ergebnisse dieser Bohrungen nicht verall­gemeinern, da sich entsprechend dem stark wechselnden Relief des Untergrundes auch die Torf­mächtigkeiten auf kleinstem Raum ändern und zusätzlich die schwankende Quell­tätigkeit zur Heterogenität der Torfe beiträgt. Zur Zeit tritt das Grundwasser am Nordwestrand der Wiesen in zahl­reichen kleineren Quellen und quelligen Stellen sowie am Ostrand nördlich von Hennickendorf in einigen stärkeren Quellen zu Tage. Das Quellwasser weist einen hohen Kalkgehalt auf, da die Grundwasser­ströme mit den kalhaltigen Mergel­schichten der Grundmoränen­platte in Berührung kommen. Einige Quellen sind außerdem sehr eisenreich, so dass nach dem Kontakt des Wassers mit Sauerstoff und durch Eisen­bakterien Eisen(III)hydroxid ausgefällt wird, das die wasser­abführenden Gräben unterhalb der Quellen und darin wachsenden Pflanzen mit einer ocker­farbenen Schicht überzieht.

Möglicherweise dehnte sich früher der Stienitz-See bis zu den südlichen Hügeln aus (vgl. Engelhardt 1947), so dass in diesen Bereichen Verlandungs­prozesse im Verlauf der Moor­bildung bedeutender waren als die Quelltätigkeit, wie sie in den Hang­bereichen der Hügel und des Tal­randes auftritt.

Da die „Stienitzseewiesen” erst vor ca. 140 Jahren durch eine künstliche Seespiegel­absenkung entstanden sind, steht in diesem Bereich unter höchstens wenigen Zentimetern Torf und Faulschlamm der ehemalige Seegrund (Mudde) mit Muschel- und Schnecken­resten direkt an. Die Böden in diesem Bereich sind als reliktische Mudden (Gyttja) zu bezeichnen.

Die mineralischen Böden der Barnim-Platte hängen in starkem Maße vom Ausgangs­substrat ab. So sind auf den Sandern vor allem sandige, teilweise podsolierte Braunerden und auch Podsole zu finden, während auf den Geschiebe­mergel/-lehmflächen lehmige Braunerden vorherrschen (Scholz 1962).

Im Bereich der Lange-Damm-Wiesen und des Unteren Annatales wurden von Schlüter (1955a) einige Boden­profile beschrieben, außerdem wurden 1992 im Rahmen einer Exkursion des Institutes für Ökologie der TU Berlin (Wahlpflicht­fach „Ökosystemanalyse”) Profile aufgenommen. Grundsätzlich dominieren auf den Hochflächen und Osern unter Wald Braunerden, die gelegent­lich schwach podsoliert sind oder sich zu Rostbraun­erden entwickelt haben. Im Gegensatz zu den Berliner Waldböden, die nahezu ausnahmslos stark versauert sind (Sukopp 1990), sind die Braunerden in diesem Gebiet trotz des sandigen Ausgangs­substrats im Oberboden nur schwach bis mäßig sauer (pH 5,0-6,5). In den Übergangs­bereichen der Hoch­flächen und Oser zur Niederung treten grundwasser­beeinflusste Braunerden (Gley-Braunerden) und Gleye auf.

Schlüter (1955a) dokumentierte außer den Braunerden ein Bodenprofil am Südhang des Hügel I, das er als schwarzerde­ähnliche Bildung bezeichnete. Dabei lagerte ein 40-50 cm mächtiger Ah-Horizont unmittelbar über dem C-Horizont. Jedoch ist in der Zwischen­zeit die natürliche Lagerung des Bodens an dieser Stelle durch militärische Aktivitäten zerstört worden.

 

Justus Meißner