Blatt Freiburg-Nord zeigt den südlichen Oberrheingraben mit seinen beiden Flanken: den Vogesen im Westen und dem Schwarzwald im Osten. Der Schwarzwald, an der Ostflanke des Oberrheingrabens, wird von variszischen Graniten, Gneisen und Anatexiten aufgebaut. Bei der variszischen Faltung kam es zur Metamorphose präkambrischer Sedimentgesteine; zudem drangen im Oberkarbon granitische Tiefengesteinsplutone auf. Permische Rhyolithe (Quarzporphyre), die an mehreren Stellen des mittleren und nördlichen Schwarzwald zu finden sind, werden als Ignimbrite interpretiert. Nach Norden und Osten tauchen die Kristallingesteine des Schwarzwaldes unter das permo-mesozoische Deckgebirge. Am Westrand des Kartenblattes ist ein kleiner Teil der Nordvogesen angeschnitten. Der ebenfalls variszisch geprägte Gebirgszug ist von Struktur und Gesteinsaufbau dem Schwarzwald sehr ähnlich, jedoch sind größere Vorkommen paläozoischer Sedimente erhalten geblieben. So sind im Kartenausschnitt neben Graniten, Dioriten und Paragneisen auch kambrische bis silurische Schiefer sowie Schuttsedimente des Rotliegenden erfasst. Der Oberrheingraben durchzieht das Blatt von Südsüdwest nach Nordnordost. Die Grabenstruktur ist mit tertiären Sedimenten verfüllt. Das Tertiär tritt jedoch nur vereinzelt unter der quartären Deckschicht aus Löss- und Flugsanden, fluviatilen bzw. glazifluviatilen Ablagerungen, Verwitterungs- und Schwemmlehm zu Tage. Der Grabenrandbereich wird von den äußeren Randverwerfungen, an denen der vertikale Hauptversatz der Grabenstruktur stattfand, und Bruchfeldern mit Staffelbrüchen geringerer Verwurfshöhe gebildet. In den sogenannten Vorberg-Zonen sind Grundgebirge und permo-mesozoische Bedeckung staffelförmig gegen das Grabeninnere abgesunken und somit, vor Abtragung geschützt, erhalten geblieben. Am Westrand des Oberrheingrabens ist das Bruchfeld von Ribeauvillé, südlich der Vogesen, und das Bruchfeld von Zabern, in der Nordwest-Ecke des Kartenblattes, angeschnitten. Am Ostrand des Grabens sind die Vorbergzone von Emmendingen-Lahr und die Freiburger Bucht erfasst. Mit der Grabenbildung im Tertiär ging ein verstärkter Vulkanismus einher, der seinen Höhepunkt in der Förderung Olivin-nephelinitischer Schmelzen im Vulkangebiet des Kaiserstuhls fand. Die heute stark abgetragene Vulkanruine aus miozänen Vulkaniten und Tuffen ist von pleistozänem Löss ummantelt und teilweise überlagert. Neben der Legende, die über Alter, Genese und Petrographie der dargestellten Einheiten informiert, verdeutlicht eine tektonische Übersichtskarte die geologischen Großeinheiten im Kartenausschnitt. Ein geologischer Schnitt gewährt zusätzliche Einblick in den Aufbau des Untergrundes. Das West-Ost-Profil kreuzt den Oberrheingraben mit dem Kaiserstuhl und der Freiburger Bucht sowie die Kristallingesteine des Schwarzwaldes.
Auf Blatt Mannheim ist der nördliche Oberrheingraben mit seinen mesozoischen Flanken dargestellt. Die dominierende Baueinheit im Kartenausschnitt ist der Oberrheingraben. Er durchzieht von Südsüdwest nach Nordnordost das Kartenblatt und lässt sich durch seine Randverwerfungen klar abgrenzen. Die tertiäre Sedimentfüllung der Grabenstruktur tritt nur vereinzelt unter der quartären Deckschicht aus fluviatilen Ablagerungen, Löss- und Flugsanden zu Tage. Geomorphologisch lässt sich der Oberrheingraben in zwei Gebiete unterteilen: das Vorderpfälzer Tiefland und die Rheinaue. Das Vorderpfälzer Tiefland ist eine altpleistozäne Flussterrasse, die in West-Ost-Richtung von den Schwemmfächern der Pfälzerwalder Bäche zerschnitten wird. Die jüngere Rheinaue ist in diese altpleistozäne Flussterasse eingetieft und mit holozänen Auesedimenten verfüllt. Im westlichen Teil des Kartenausschnitts ist das linksrheinische Mesozoikum angeschnitten, das sich zwischen den Grundgebirgsaufbrüchen des Rheinischen Schiefergebirges und der Vogesen erstreckt. Aufgeschlossen sind Ausläufer der Saar-Nahe-Senke, die Westricher Hochfläche, der Pfälzer Wald und die Zaberner Senke. Östlich des Oberrheingrabens sind die mesozoischen Schichten (hauptsächlich Trias) der Kraichgau-Senke erfasst. Sie reichen südlich bis zu den Ausläufern des Nordschwarzwaldes (Oberrotliegend). Neben der Legende, die über Alter, Genese und Petrographie der dargestellten Einheiten informiert, gewährt ein geologisches Profil zusätzliche Einblicke in den Aufbau des Untergrundes. Die West-Ost-verlaufende Schnittlinie kreuzt die Westricher Hochfläche, den Pfälzer Wald und den Oberrheingraben.
Blatt Saarbrücken zeigt einen Ausschnitt des linksrheinischen Mesozoikums, das sich zwischen den Grundgebirgsaufbrüchen des Rheinischen Schiefergebirges und der Vogesen erstreckt. Flach lagernde Schichten der Trias und des Unteren und Mittleren Juras lagern westlich des Oberrheingrabens dem Rhenoherzynikum, Saxothuringilum und Moldanubikum des variszischen Grundgebirges auf und bilden so das Gegenstück zum Deckgebirge der Süddeutschen Scholle. Die Störung von Metz, die sich Nordost-Südwest quer über das Kartenblatt verfolgen lässt, markiert die Grenze zwischen Rhenoherzynikum und Saxothuringikum der Varisziden. Am Nordrand des Kartenblattes sind die südlichen Ausläufer des Hunsrück mit variszisch verfaltetem und verschiefertem Schichten des Unterdevons erfasst. In Südost-Richtung schließt sich die Saar-Nahe-Senke an. Die hier lagernden Molassesedimente (Konglomerate, Sand- und Schluffstein) und Vulkanite (Rhyolith, Tholeyit, Kuselit, Andesit) des Perms reichen bis an die Oberkarbon-Schichten des Saarbrückener Hauptsattels. Im Oberkarbon bildeten sich in und um das variszische Gebirge Rand- und Binnensenken heraus, die sich mit Gebirgsschutt füllten. Eingelagerte Kohleflöze sind charakteristisch für diese Becken, die an der Grenze Oberkarbon/Perm von erneuter tektonischer Deformation erfasst und aufgefaltet wurden. Das Saargebiet war Teil einer solchen Binnensenke im ehemaligen variszischen Gebirge. Ihre Oberkarbon-Schichten (Sand-, Schluff- und Tonstein mit eingelagerten Kohleflözen) sind im Saarbrücker Hauptsattel aufgeschlossen. Die Sattelstruktur setzt sich nach Südwesten im Lothringer Sattel fort, im Südosten ist sie durch die Saarbrücker Hauptüberschiebung begrenzt, die den Übergang zur Pfälzer Mulde bzw. dem Nancy-Pirmasens-Becken markiert. Überlagerungen durch quartäre Lockersedimente, wie pleistozänem Lehm oder fluviatilen Sanden und Kiesen, sind in den Beckenlandschaften weit verbreitet. Neben der Legende, die über Alter, Genese und Petrographie der dargestellten Einheiten informiert, gewährt ein geologischer Schnitt zusätzliche Einblicke in den Aufbau des Untergrundes. Das Profil schneidet in seinem Nordwest-Südost-Verlauf die Unterdevon-Schichten des Hunsrück, das Perm der Saar-Nahe-Senke, das Oberkarbon des Saarbrückener Hauptsattels und das Mesozoikum der Pfälzer Mulde bzw. des Nancy-Pirmasens-Beckens.
Die Fransen-Nabelflechte, Umbilicaria cylindrica, ist die Flechte des Jahres 2018. Sie siedelt direkt auf nacktem, kalkfreiem Silikatfels, vorzugsweise an schrägen bis senkrechten Partien von Felsen, an gut belichteten Standorten. Sie kommt hauptsächlich in hochmontanen bis alpinen Lagen vor. Umbilicaria cylindrica ist in Europa, Asien, beiden Amerika und Australien verbreitet. In Europa zeigt sie eine hochmontan-alpin-arktische Verbreitung mit einer Präferenz der Alpen und der nordischen Länder, kommt aber bis in die Gebirge Süditaliens vor. In den Schweizer und Österreichischen Alpen sowie den Vogesen und dem Schwarzwald ist sie verbreitet, in den übrigen Mittelgebirgen selten und in Norddeutschland klingt sie aus. In Deutschland fehlt die Art in den nördlichen Bundesländern, insgesamt wird sie als "gefährdet" eingestuft.
Schmetterlingsforscher Prof. Dr. Thomas Schmitt vom Senckenberg Forschungsinstitut in Müncheberg hat gemeinsam mit deutschen Kollegen die zukünftigen Verbreitungsgebiete der europäischen Schmetterlingsart Erebia manto modelliert. Insgesamt 1306 Exemplare des 3 bis 5 Zentimeter großen Falters aus 36 Populationen im gesamten Verbreitungsgebiet gesammelt und genetisch untersucht. Die Wissenschaftler kommen zu dem Schluss, dass der Tagfalter in Teilen Europas durch die globale Erwärmung nicht überleben wird. Die Studie ist kürzlich im renommierten Fachjournal „Global Change Biology“ erschienen. Innerhalb von Arten kann es durch Mutation, Hybridisierung (Vermischung verschiedener Gruppen) und Selektion im Laufe der Evolution zur genetischen Differenzierung kommen. Dabei können sich in unterschiedlichen Regionen verschiedene genetische Varianten entwickeln. Genetische Ungleichheiten zwischen Populationen reflektieren somit Selektionsprozesse und Genflüsse in der Vergangenheit. Die Wissenschaftler gehen davon aus, dass alle drei Schmetterlingspopulationen sich seit mehr als einem Warmzeit-Kaltzeit-Zyklus unabhängig voneinander und von der vierten großen Gruppe in den Alpen entwickelt haben. Aussterbeprozesse in Kaltzeiten wechselten sich dabei in den Hochlagen aller Gebirge mit Wiederbesiedlungsphasen in Warmzeiten ab. Genau diese Differenzierung wird den Faltern nun zum Verhängnis. Eine große Variationsbreite im Genpool einer Population sorgt auch für eine große Anpassungsfähigkeit, bei isolierten Populationen fehlt genau diese und sie können sich deutlich schlechter an Veränderungen angleichen. Gerade die heute einzigartigen Populationen mit dem abweichenden Genpool sind die zukünftig bedrohten Falter. „Wir haben verschiedenen Klimamodelle mit Verbreitungsgebieten der Schmetterlinge durchgerechnet“, erzählt Schmitt. Während in den Alpen die Populationen voraussichtlich nur schrumpfen werden, wird es in den Vogesen zukünftig wohl keine Gelbgefleckten Mohrenfalter mehr geben.
Ausschlusskriterium „Großräumige Vertikalbewegungen“ es ist eine großräumige geogene Hebung von im Mittel mehr als 1 mm pro Jahr über den Nachweiszeitraum von einer Million Jahren zu erwarten § 22 Abs. 2 Nummer 1 StandAG Was sind großräumige Vertikalbewegungen? Großräumige Vertikalbewegungen umfassen Hebungs- oder Senkungsbewegungen der Li- thosphäre (Erdkruste und oberer Erdmantel). Eine wesentliche Ursache für solche Vertikalbe- wegungen sind Veränderungen im dynamischen Gleichgewichtszustand zwischen der Lithos- phäre 1 und dem darunterliegenden duktilen (verformbaren) Erdmantel. Verändert sich die Di- cke oder das Gewicht der Lithosphäre, kommt es zu sogenannten isostatischen Ausgleichs- bewegungen. Mögliche Auslöser hierfür sind Mächtigkeitsänderungen der Erdkruste durch magmatische oder gebirgsbildende Prozesse, die insbesondere entlang von tektonisch akti- ven kontinentalen Plattengrenzen auftreten. Zusätzlich führen Massenänderungen an der Oberfläche der Lithosphäre durch Erosion und Vergletscherung zu bedeutenden Vertikalbe- wegungen (Teixell et al., 2009). Auch die Dynamik des Erdmantels beeinflusst die Oberflä- chengestalt der Erde. So kann eine Veränderung der Konvektionsbewegungen im Erdmantel Vertikalbewegungen in dem darüber liegenden Lithosphärenteil bewirken (Sleep, 1990). Großräumige Vertikalbewegungen in Deutschland – Vergangenheit, Gegenwart und Zukunft Vor der Oberkreide (vor 100 Millionen Jahren) liegen in Deutschland keine Hinweise auf be- deutende Hebungsphasen vor. Dieser Zeitraum ist vorwiegend von Subsidenz (Absenkung) und Grabenbildung im norddeutschen Raum geprägt, während der süddeutsche Raum als relativ stabile Plattform nur geringe Vertikalbewegungen aufweist (Lange et al., 2008; Jähne-Klingenberg et al., 2019). Zu Beginn der Oberkreide verändert sich jedoch das Spannungsregime in Deutschland. Die- ser Wechsel wird der beginnenden Konvergenzbewegung zwischen Afrika, Iberia und Europa zugeschrieben, sodass es als Fernwirkung in Teilen Deutschlands zu Einengungstektonik und Strukturinversionen kommt (Kley & Voigt, 2008). Dabei wurden in Mittel- und Norddeutschland sowohl bestehende Abschiebungen (Dehnungsstrukturen) als auch Aufschiebungen (Stau- chungsstrukturen) reaktiviert, sowie neue Aufschiebungen gebildet. Da die Hebung entlang diskreter Aufschiebungen erfolgte, erfuhren nur isolierte Bereiche (unter anderem der Harz, das Niedersächsische Bergland sowie der Thüringer Wald und die Lausitz) erhöhte Hebungs- 1 Als Lithosphäre wird die äußerste Schicht des Erdkörpers bezeichnet. Sie umfasst die Erdkruste und den äußersten Teil des Erdmantels, den lithosphärischen Mantel. Die Lithosphäre kann insgesamt als starr bezeichnet werden. Geschäftszeichen: SG02101/27/6-2020#5 | Stand: 13.03.2020 1 beträge (Thomson & Zeh, 2000; Kockel, 2003; Lange et al., 2008). Im Harz waren die He- bungsbewegungen derart stark ausgeprägt, dass Erosionsraten von im Mittel 1000 m inner- halb von einer Million Jahre erreicht wurden (von Eynatten et al., 2007). Über den Harz hinaus hielt die oberkretazische Einengungsphase bis zum Beginn des Känozoikums vor 66 Millionen Jahren an. Seit diesem Zeitpunkt wurden mit Ausnahme der zentralen Alpen in Deutschland keine vergleichbaren Hebungsraten mehr erreicht (Jähne-Klingenberg et al., 2019). Die Heraushebung der Alpen beginnt im Eozän (56 bis 34 Millionen Jahren) (Froitzheim et al., 2008). Die gegenwärtige Hebung der östlichen Alpen ist durch eine Kombination verschiede- ner Prozesse zu erklären: Durch isostatische Ausgleichsbewegungen nach Gletscherauflast und Erosion sowie durch tektonische Krustenverdickung und Mantelkonvektion (Sternai et al., 2019). Die aktuellen Hebungsraten der Alpen betragen 1-2 mm pro Jahr und sind zu einem großen Anteil den isostatischen Ausgleichsbewegungen nach Abschmelzen der Gletscher der letzten Eiszeit zuzuschreiben. Die Zeitspanne einer solchen postglazialen Ausgleichsbewe- gung liegt in der Größenordnung von 10 000 Jahren, sodass der Anteil dieser Bewegungs- komponente in geologisch naher Zukunft abgeklungen sein wird (Mey et al., 2016). Die Bildung des Oberrheingrabens ist vermutlich auf das kombinierte Wirken der Alpen und Pyrenäenbildung zum einen und der Öffnung des Atlantiks zum anderen zurückzuführen (Rei- cherter et al., 2008). Seit der Hauptphase der Grabenbildung wurden an dessen Flanken der Schwarzwald und die Vogesen in den letzten 34 Millionen Jahren um insgesamt 2500 m her- ausgehoben (Meschede, 2018; Jähne-Klingenberg et al., 2019). Für die in der Eifelregion beobachteten Hebungen werden thermische Mantelanomalien (Rit- ter et al., 2001; Keyser et al., 2002) oder eine elastische Verbiegung der Erdkruste (Klein et al., 2016) diskutiert. Während für aktuelle Hebungen in der Eifel über den Zeitraum von 1983 bis 2007 Hebungsraten von 0,75-1,25 mm pro Jahr gemessen wurden, sind längerfristig ge- mittelte Hebungsraten über die letzten 800.000 Jahre mit 0,06-0,38 mm/Jahr bedeutend ge- ringer (Meyer & Stets, 2002; Klein et al., 2016). Ausgehend von der geologischen Überlieferung entwickeln Jähne-Klingenberg et al. (2019) vier unterschiedliche Zukunftsszenarien über das Eintreten von Hebungsereignissen in den nächsten 1 Million Jahren in Deutschland. Variiert wurde zwischen den Szenarien sowohl die Intensität der endogenen (z.B. Magmatismus) und exogenen (z.B. Erosion) Prozesse mit Ein- fluss auf den zukünftigen Hebungsbetrag als auch der zugrundeliegende zeitliche Bezugsrah- men (z.B. endogene und exogene Prozesse wie sie im Holozän, im Neogen oder im Känozo- ikum beobachtet wurden). Im Ergebnis zeigt sich, dass auf Basis der vorliegenden Daten- grundlage und dem derzeitigen Prozessverständnis keine Hebungsbeträge von mehr als 1 mm pro Jahr über den Nachweiszeitraum von einer Million Jahre in Deutschland wahr- scheinlich sind. Gründe für diese Einschätzung basieren unter anderem auf der intrakontinentalen Lage Deutschlands - weit entfernt von aktiven Plattenrändern - und der geringen Wahrscheinlich- keit, dass sich das grundlegende geodynamische Umfeld innerhalb des Nachweiszeitraumes drastisch verändern wird. Diesbezüglich sei darauf hingewiesen, dass der Nachweiszeitraum von einer Million Jahren für endogene Veränderungen in geologischen Zeitskalen eher kurz ist. Auch Studien mit einer ähnlichen Fragestellung für das Gebiet der Nordschweiz zeigen, dass Hebungsraten von mindestens 1 mm pro Jahr für die nächsten eine Million Jahre nicht zu erwarten sind, sondern im Bereich von 0,1 mm pro Jahr liegen (Müller et al., 2002; Nagra, 2002). Geschäftszeichen: SG02101/27/6-2020#5 | Stand: 13.03.2020 2 Wieso werden großräumige Vertikalbewegungen von der Endlagersuche ausgeschlossen? Der Ausschluss von Vertikalbewegungen wird im Standortauswahlgesetz (StandAG) mit dem Ausschlusskriterium „Großräumige Vertikalbewegungen“ geregelt. Laut § 22 StandAG sollen Gebiete mit Hebungen von im Mittel mehr als 1 mm pro Jahr über den Nachweiszeitraum von einer Millionen Jahre ausgeschlossen werden – das entspricht einem Hebungsbetrag von ei- nem Kilometer innerhalb der nächsten eine Million Jahre (Abbildung 1). Weiterführende Er- klärungen zu diesem Kriterium liefert der Begründungstext zum StandAG (BT-Drs. 18/11398), wo auf einen Zusammenhang zwischen Hebungsbewegungen und Erosion – und damit einer möglichen Freilegung des Endlagers – verwiesen wird: Durch das Kriterium werden Gebiete ausgeschlossen, in denen über den Nach- weiszeitraum großräumige Hebungen zu erwarten sind. Bewertungsgrundlage für das Kriterium ist die zu erwartende Hebungsrate, also die entsprechend heutiger Prognosen zu erwartende Hebung der Erdoberfläche pro Jahr, die wiederum über den Nachweiszeitraum zu mitteln ist. Liegt diese Hebungsrate im Mittel über 1 mm pro Jahr, so wäre über den Nachweiszeitraum mit einer resultierenden Hebung von mehr als 1000 m zu rechnen. Für Gebiete, die derart großen Hebungen ausgesetzt sind, ist eine Prognose der geologischen Gesamtsituation nicht mit der erforderli- chen Sicherheit möglich. Es ist nicht auszuschließen, dass an der Geländeoberflä- che verstärkt Erosion auftritt, die die notwendige Schutzwirkung der Überdeckung des Endlagers beeinträchtigen oder diese Schichten vollständig abtragen kann. Quelle: Bundestag-Drucksache 18/11398, S. 68 So will die BGE das Ausschlusskriterium „Großräumige Vertikalbewegun- gen“ anwenden (Sollte sich auf Grundlage von Fachdiskussionen die Notwendigkeit einer methodischen Anpassung ergeben, kann der hier gezeigte Zwischenstand von dem Ergebnis im Zwischenbericht Teilgebiete abweichen.) Ein Ausschluss erfolgt für Gebiete in denen eine Hebung der Erdoberfläche von mehr als einem Kilometer innerhalb der nächsten eine Million Jahre als wahrscheinlich angesehen wird. Diese Gebiete werden in allen endlagerrelevanten Tiefen ausgeschlossen. Das derzeitige Prozessverständnis und die Ergebnisse von Jähne-Klingenberg et al. (2019) verdeutlichen jedoch, dass derartige Hebungsbeträge und Raten über den Nachweiszeitraum in Deutschland nicht wahrscheinlich sind. Daher wird es voraussichtlich im Zwischenbericht Teilgebiete zu keinem Ausschluss auf Grundlage dieses Kriteriums kommen. Geschäftszeichen: SG02101/27/6-2020#5 | Stand: 13.03.2020 3
Isolierte Vorkommen der euozeanisch verbreiteten, aber insgesamt in Europa seltenen Art im Schwarzwald (BW), die nächsten Vorkommen in den Vogesen.
Die Vorkommen im Schwarzwald und in den Vogesen sind von den weiteren Vorkommensgebieten in Frankreich (Zentralmassiv) und Spanien (Pyrenäen) hochgradig isoliert.
Neben den Vorkommen im Schwarzwald ist die Art weltweit nur von zwei weiteren sicheren Vorkommen in Frankreich (Vogesen, Cantal) bekannt. Für den Erhalt der Art ist für Deutschland (Baden-Württemberg) eine erhöhte Verantwortlichkeit zu vermuten, kann aber noch nicht sicher belegt werden, da über Verbreitung, Häufigkeit und Gefährdung der Spezies in Frankreich nur ungenügende Daten vorliegen.
Gefährdung durch immer öfter fehlendes Substrat: Mumifizierte Reste von Groß-Säugetieren, Hufe etc. Vorwiegend nordöstlich verbreitete kontinentale Art ( Rößner 2012). Aktuell in Brandenburg: Schlabendorf 1980-2006, Sachsen-Anhalt: Meinsdorf 2003 ( Rößner 2012), Sachsen: Lippen 2006/2007 ( Klausnitzer et al. 2009), Letzte Meldung: Wartha bei Guttau 2008 ( Rößner 2012). Überall extrem selten und vereinzelt, selten in größerer Anzahl: Brandenburg, Lieberoser Heide, 210 Exemplare ( Bautze et al. 2013). Eine ältere Meldung aus Württemberg wahrscheinlich Verwechslung (Reibnitz mdl. 2020), aber laut Callot (2020) 1991 auf französischer Seite in den Vogesen aufgefunden. Hannover: vor 1950 ( Horion 1958), Niederelbe: Höhbeck 1978 und Schleswig-Holstein: Mölln 1960 ( Rößner 2012, Gürlich et al. 2017), Thüringen: Esperstedt 1953 ( Rößner 2012). Sehr lokal in Sandgebieten.
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