Quartäre Landschaftsgenese und historische -degradation in der Serra dos Órgãos,

Rio de Janeiro

Von der Fakultät für Physik und Geowissenschaften

der Universität Leipzig

genehmigte

DISSERTATION

zur Erlangung des akademischen Grades

doctor rerum naturalium

(Dr. rer. nat.)

vorgelegt von Dipl.-Geogr. M.Eng. Udo Michael Nehren

geboren am 21.11.1966 in Düsseldorf

Gutachter: Prof. Dr. Jürgen Heinrich PD. Dr. habil. Klaus-Martin Moldenhauer Prof. Dr. Hartmut Gaese Tag der Verleihung: 22.09.2008

Danksagung

ie vorliegende Arbeit wurde im Rahmen des deutsch-brasilianischen Forschungsprojekts

„BLUMEN – Biodiversity in Integrated Land-use Management for Economic and Natural System Stability in the Mata Atlântica of Rio de Janeiro, Brazil“ (2002-2005) durchgeführt. Mein Dank gilt dem Bundesministerium für Bildung und Forschung (BMBF) für die Förderung des Pro-jektes sowie meine persönliche Unterstützung in Form eines IPSWaT-Stipendiums.

Meinem Doktorvater, Professor Heinrich, danke ich besonders für die Unterstützung bei der Stipendienvergabe, den gemeinsamen Tagen im Gelände, wichtige Anregungen während des Schaffensprozesses und die sorgfältige Korrektur des Manuskriptes.

PD Dr. habil. Moldenhauer danke ich dafür, dass er sich bereit erklärt hat, die Arbeit als zweiter Gutachter zu beurteilen.

Bei Professor Gaese vom Institut für Techno-logie und Ressourcenmanagement in den Tropen und Subtropen (ITT) der Fachhochschule Köln möchte ich mich dafür bedanken, dass er sich für meine Mitwirkung im Projekt BLUMEN und meine Promotion eingesetzt hat. Auch sonst un-terstützte er mich in vielerlei Hinsicht und stellte sich als Gutachter zur Verfügung.

Ein besonders herzlicher Dank gilt meiner Fa-milie, die den Stress, die wenige Zeit und meine nicht immer beste Laune während der Endphase der Arbeit ohne Murren ertrug. Sandra half mir zudem im Gelände bei der Probenahme, Siebung und Verpackung. Lionel war für einen Säugling äußerst kooperativ, indem er sein Weinen und Schreien auf ein Mindestmaß reduzierte. Meine Mutter und Uwe übernahmen die Aufgabe des Korrekturlesens und damit eine „zwangsweise“ inhaltliche Auseinandersetzung mit dem nicht un-bedingt leicht zugänglichen Thema, die in den Satz mündete: „Ich hätte nie gedacht, dass man über Sandhaufen so viel schreiben kann…“

Meinen Kollegen am ITT, der Universität Leipzig und im Projekt BLUMEN auf deutscher und brasilianischer Seite danke ich für die gute Zusammenarbeit. Besonders möchte ich die Pro-jektkoordination von Jens und Dietmar vor Ort hervorheben. Nicole und Georg danke ich für die Hilfestellungen bei der GIS-Bearbeitung, Sabine und Juan für den konstruktiven Austausch wäh-rend der Geländetage.

Die insgesamt sechs Monate im Projekthaus, der Casa Alemão, waren vor dem Hintergrund

der ziemlich beengten Verhältnisse mit Ausnah-me einiger kleinerer Verstimmungen äußerst har-monisch, woran Caro, Franzi, Rolf und Olli maßgeblichen Anteil hatten. Auch die gelegent-lichen Besuche wirkten sich positiv auf das all-gemeine Befinden aus – und natürlich Almir, der sich in den drei Jahren vom Hausmeister zum Projektmanager entwickelte.

Am ITT danke ich ferner Karola, Alex, Lars, Rui und Jörn für das Korrekturlesen einiger Kapi-tel sowie Simone und Andi für die gute Stipen-dienbetreuung, die dafür sorgte, dass die Stipen-dienraten immer rechtzeitig auf meinem Konto ankamen und auch sonst alles glatt lief.

Ein besonderer Dank in Brasilien gilt dem Management des Nationalparks „Serra dos Órgã-os“, Ernesto und Cecilia, die mir freundlicher-weise den in Überarbeitung befindlichen Nut-zungsplan („Plano de Manejo“), Literatur über den Park, zahlreiche historische Fotos und zudem für einige Tage einen Arbeitsplatz im Park zur Verfügung stellten.

Herr Eduardo Ponte von der Landwirtschafts-schule in Venda Nova ließ mich an seinem fun-dierten Wissen über die Besiedlungs- und Land-nutzungsgeschichte in der Region um Venda Nova und Bom Sucesso teilhaben, wofür ich ihm zu Dank verpflichtet bin.

Des Weiteren danke ich Frau Regina Lippi vom gleichnamigen Museum in Venda Nova da-für, dass sie mir umfangreiches Material zur Ge-schichte der Fazenda „Lippi“ an die Hand gab und mir erlaubte, Fotos von historischen Doku-menten zu machen.

Auch das Engagement von Professor Horn von der Universität in Belo Horizonte soll nicht ungewürdigt bleiben.

Schließlich danke ich Tuffi, Terezinha und Wolfram für die mehrfache Beherbergung in Rio und die sehr netten Abende in Rio.

Allen anderen, nicht explizit genannten Brasi-leiros in verschiedenen aufgesuchten Institutio-nen danke ich für die freundliche Unterstützung und den obligatorischen cafezinho zu Beginn ei-nes jeden Gesprächs.

Schließlich bedanke ich mich bei Professor Cisternas von der Universidad Católica de Valpa-raiso für wichtige Anregungen und Tipps sowie bei Frau Bergmann-Doerr von der Johann Wolf-gang Goethe-Universität Frankfurt für die sorg-fältige und rasche Bearbeitung der Bodenproben.

D

i ___________________________________________________________________________ Inhaltsverzeichnis Seite

Abbildungsverzeichnis iv

Tabellenverzeichnis vi

Bilderverzeichnis viii

Abkürzungen xii

Zusammenfassung xiii

Abstract xv

Sumário xvii 1. Einleitung 1

1.1 Hintergrund 11.2 Problemstellung 31.3 Ziele 51.4 Arbeitshypothesen 6 2. Vorgehensweise 7

2.1 Forschungsansatz 7

2.2 Untersuchungsraum und Arbeitsgebiete 13

2.2.1 Abgrenzung des Untersuchungsraumes 13 2.2.2 Auswahl von Arbeitsgebieten 16

2.3 Methoden 21

2.3.1 Geowissenschaftliche Feld- und Labormethoden 21 2.3.2 Auswertung archäologischer und historischer Quellen 24 2.3.3 Landschaftsdynamik und sozioökonomische Triebkräfte 25 3. Der Landschaftsraum der Serra dos Órgãos 27

3.1 Naturräumliche Charakterisierung 27

3.1.1 Relief und Klima 27 3.1.2 Geologie 29 3.1.3 Böden 31 3.1.4 Hydrologie 34 3.1.5 Flora und Fauna, Biodiversität 34

3.2 Landnutzung 38

3.2.1 Land- und Forstwirtschaft 41 3.2.2 Verkehrs- und Siedlungsflächen 41 3.2.3 Tourismus und Erholung 41 3.2.4 Sonstige Nutzungen 42 3.2.5 Schutzgebietsmanagement 42

3.3 Sozioökonomische Indikatoren 44

ii ___________________________________________________________________________ Seite

4. Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 47

4.1 Geomorphologie 47 4.1.1 Theorien zur Flächenbildung im Altkristallin 47 4.1.2 Känozoische Landschaftsgenese Südostbrasiliens 55 4.1.3 Verwitterungsprozesse 54 4.1.4 Inselberggenese 57 4.1.5 Fluviale Formung 58 4.1.6 Hangformung und Sedimentation 61 4.1.7 (Gelb)braune Böden und Steinlagen 64

4.2 Böden 69 4.2.1 Zur Pedogenese in der Serra dos Órgãos 69 4.2.2 Böden tropischer Regenwälder 71 4.2.3 Paläoböden 72 4.2.4 Eisenoxide 73

4.3 Anthropogene Landschafts- und Bodendegradation 74 4.3.1 Bodenerosion 74 4.3.2 Rutschungen und Stürze 79 4.3.3 Einfluss auf den Wasserhaushalt 80 5. Ergebnisse 81

5.1 Großräumige geomorphologisch-bodengeographische Befunde 81

5.1.1 Zentrale Höhenzüge der Serra dos Órgãos 81 5.1.2 Bergland nordöstlich der zentralen Höhenzüge (Lee) 84 5.1.3 Gebirgsfuß und Agrarlandschaft des Tieflandes 905.2 Untersuchungen zur känozoischen Reliefentwicklung 94

5.2.1 Tertiäre Reliefentwicklung 94 5.2.2 Spättertiäre und quartäre Reliefentwicklung 985.3 Rekonstruktion der quartären Landschaftsgenese anhand von Kausalprofilen 100

5.3.1 Untersuchungen im Nationalpark „Serra dos Órgãos“ 100 5.3.2 Untersuchungen im Bergland nordöstlich von Teresópolis 104 5.3.3 Genetische Deutung von Steinlagen in der Berglandschaft 120 5.3.4 Untersuchungen im Bereich des Gebirgsfußes und in der Küstenebene 123 5.3.5 Landschaftsgenetisches Modell für das jüngere Quartär 1275.4 Landschaftsgeschichte und -degradation in der Serra dos Órgãos: Auswertung archäologischer und historischer Quellen

132

5.4.1 Die prähistorische Besiedlung Südostbrasiliens und ihr Einfluss auf die Landschaftsentwicklung

132

5.4.2 Die Tupi in der Küstenregion Südostbrasiliens 134 5.4.3 Die Kolonialisierung: Nutzungszyklen und Landschaftsdegradation 136 5.4.4 Die Erschließung der Serra dos Órgãos 137 5.4.5 Historische Befunde für den Nationalpark „Serra dos Órgãos“ 141 5.4.6 Historische Befunde für die Agrarlandschaft nordöstlich von Teresópolis 145

iii ___________________________________________________________________________ Seite

5.5 Bodengeographisch-geomorphologische Detailuntersuchungen im Nationalpark und Waldfragmenten der Agrarlandschaft

147

5.5.1 Bodenkundlich-geomorphologische Untersuchungen im Nationalpark „Serra dos Órgãos“

148

5.5.2 Schematisches geomorphologisch-pedologisches Höhenprofil durch die Serra dos Órgãos

156

5.5.3 Bodengeographische Untersuchungen in den Waldfragmenten der Agrarlandschaft

158

5.6 Landschaftsdynamik und sozioökonomische Triebkräfte im Munizip Teresópolis 163

5.6.1 Formen der Landschaftsdegradation 163 5.6.2 Ursachen der Landschaftsdegradation 167 5.6.3 Historische und aktuelle Landschaftsdegradation: Detail untersuchungen im Einzugsgebiet des Córrego Sujo

170

6. Diskussion 184

6.1 Zur tertiären Relief- und Bodenentwicklung 184

6.2 Quartäre Landschaftsgenese 187

6.2.1 Zur quartären Reliefentwicklung 187 6.2.2 Die klima- und landschaftsgenetische Deutung (gelb)brauner Böden und Steinlagen

188

6.3 Der anthropogene Einfluss auf Landschaft der Serra dos Órgãos 195

6.4 Folgerungen und Prognosen für die weitere Landschaftsentwicklung im Munizip Teresópolis

197

7. Literaturverzeichnis 199 8. Anhänge 223

Anhang 1.0: Erläuterungen zur Profilaufnahme und Laboranalyse 223

Anhang 1.1: Boden- und Sedimentproben: Bergland 227

Anhang 1.2: Boden- und Sedimentproben: Gebirgsfuß und Küstenebene 232

Anhang 1.3: Bodenanalysen: Waldstandorte Nationalpark 237

Anhang 1.4: Bodenanalysen: Waldfragmente 243

Anhang 1.5: Bodenanalysen: Corrego Sujo Unterlauf 248

Anhang 2.0: Gesamtproduktion (in t) der wichtigsten Kulturen 252

iv ___________________________________________________________________________ Abbildungsverzeichnis Seite Abb. 1.1.1 (a) Potentielle natürliche Vegetation und (b) ursprüngliche Ausdehnung und

heutige Waldfläche der Mata Atlântica in Brasilien (nach Fundação SOS Mata Atlântica/INPE/ISA 1998)

2

Abb. 2.1.1 Die drei Hauptebenen der Landschaft (nach Krause & Klöppel 1996) 9Abb. 2.1.2 Menschliche Entwicklungsstufen und Wirkung auf die Landschaft (eigene

Darstellung, in großen Teilen basierend auf Leser 1984, 1997) 11

Abb. 2.1.3 Eingrenzung des Untersuchungsrahmens (eigener Entwurf) 12Abb. 2.2.1 Grobe Abgrenzung des Untersuchungsraumes und Ausgliederung von

Teillandschaftsräumen 14

Abb. 2.2.2 Übersichtskarte Untersuchungsraum mit den Arbeitsgebieten Nationalpark „PARNASO“, Waldfragmente und dem Einzugsgebiet des Córrego Sujo

18

Abb. 2.2.3 Detail - Probenahmepunkte im Nationalpark (oberhalb 1.000 m ü. M.) 19Abb. 2.2.4 Detail - Waldfragmente mit Probenahmepunkten 19Abb. 2.2.5 Detail – Einzugsgebiet des Córrego Sujo mit Probenahmepunkten 20Abb. 2.3.1 Untersuchungsschema auf Ebene des Munizips Teresópolis 25Abb. 3.1.1 Schematisches Höhenprofil der Region zwischen dem Atlantik und dem Tal des

Paraiba do Sul, RJ (nachgezeichnet nach Ruellan 1946, modifiziert von Almeida & Carneiro 1998).

27

Abb. 3.1.2 Isohyetenkarte und Klimadiagramme nach Walter (nach Projeto Rio de Janeiro 2000 und Rohdaten FAOCLIM)

28

Abb. 3.1.3 Tektogenetische Karte des Bundesstaates Rio de Janeiro (nach Silva et al. 2003, modifiziert von Machado 1997 und Silva et al. 2001)

30

Abb. 3.1.4 Bodengesellschaften im Bundesstaat RJ – Ausschnitt aus der Bodenkarte „Mapa de Solos do Brasil“, 1:5.000.000 (IBGE 2001)

33

Abb. 3.1.5 Böden der Serra dos Órgãos – Ausschnitt aus der Bodenkarte „Projeto Rio de Janeiro“, 1:500.000)

33

Abb. 3.1.6 Gewässernetze im Munizip Teresópolis und im Bundesstaat Rio de Janeiro; Quellen: Projekt BLUMEN (2002-2005) und Secretaria de Estado de Meio Ambiente e Desenvolvimento Sustentável Estado Rio de Janeiro (2001)

35

Abb. 3.1.7 Cerrado-Typen (nach Coutinho 1982) 38Abb. 3.2.1 Schutzgebietssystem in der Serra dos Órgãos (nach „Plano de Manejo“ der

IBAMA; unveröffentlicht. in Bearbeitung) 43

Abb. 4.1.1 Klimazyklische Reliefbildung in Südostbrasilien (nach Bigarella & Becker 1975); Übersetzung aus dem Portugiesischen, gekürzt)

52

Abb. 4.1.2 Schema der Inselbergentwicklung (nach Bremer 1995; Originaltext gekürzt und leicht verändert)

58

Abb. 4.1.3 Rampa-Komplex (nach Moura 1990, mod. nach Melo et al. 2005) 62Abb. 4.1.4 Halbe Orange (Meia laranja) bei Rio de Janeiro (nach Bibus 1983) 63Abb. 4.1.5 Hypothetische Entwicklung eines Mollisols vom mittleren Pleistozän bis heute

auf Grundlage biodynamischer Evolution und Denudation (nach Johnson et al. 2005)

67

Abb. 4.1.6 Stoneline am Hang (nach Bremer 1995) 67

v ___________________________________________________________________________ Seite

Abb. 5.2.1 Ausschnitt der geologischen Karte des Bundesstaates Rio de Janeiro 1:500.000 mit der Serra dos Órgãos (Ministério de Minas e Energia 2000)

95

Abb. 5.2.2 Gipfelflurkarte für das Munizip Teresópolis (eigener Entwurf auf Basis der topographischen Karte Teresópolis 1:50.000, IBGE 1983)

97

Abb. 5.3.1 Profil 17, brauner Boden über rotem Latosol, Saprolith und Kristallin (Straßenaufschluss am Unterlauf des Córrego Sujo, 800 m ü. M.)

105

Abb. 5.3.2 Schematische Darstellung der Bodenentwicklung im Hangbereich unter wechselnden Klimaverhältnissen und durch anthropogene Eingriffe im Lee der Serra vom frühen Holozän bis heute

106

Abb. 5.3.3 Profil 1, neu angelegte Gemüsebaufläche an einem Unterhang am Rio das Bengalas (816 m ü. M.)

107

Abb. 5.3.4 Modell der klimazyklischen Steinlagenbildung durch Bioturbation 113Abb. 5.3.5 Profil 64 mit vier Steinlagen (Rio Formiga, bei Mottas) 117Abb. 5.3.6 Globale Klimaentwicklung im Jungquartär und Auswirkungen auf Klima-,

Vegetations- und Bodenverhältnisse im Bergland der Serra dos Órgãos (Lee) vor Rodung und Inkulturnahme (Beginn um 1800)

131

Abb. 5.4.1 Kartenausschnitt mit verschiedenen Wege im 18. und 19. Jahrhundert von der Guanabara-Bucht in die Serra dos Órgãos (Ferrez 1970)

144

Abb. 5.5.1 Schematisches Profil einer Runse, PARNASO, 1450-1500 m ü. M 150Abb. 5.5.2 pH-Werte der Oberböden im Nationalpark mit Pufferbereichen nach Ulrich

(1987) 152

Abb. 5.5.3 Catena durch die Serra dos Órgãos entlang der Achse Guapimirim – Itaipava (stark schematisiert)

157

Abb. 5.5.4 pH-Werte der Oberböden der Waldfragmente mit Pufferbereichen nach Ulrich (1987)

158

Abb. 5.6.1 Siedlungsentwicklung im Umfeld der Stadt Teresópolis 164Abb. 5.6.2 Landnutzung im Einzugsgebiet des Córrego Sujo (Quelle: Projekt BLUMEN,

unveröffentlicht, Stand: Januar 2007) 171

Abb. 5.6.3 Hangneigungsklassen im Einzugsgebiet des Córrego Sujo 172Abb. 5.6.4 Anthropogene Nutzung in besonders gefährdeten Hanglagen 173Abb. 5.6.5 Profil am Unterlauf des Córrego Sujo 183

vi ___________________________________________________________________________ Tabellenverzeichnis Seite Tab. 2.3.1 Analysemethoden 21Tab. 3.3.1 Bruttoinlandsprodukt der Munizipien (gesamt und nach Sektoren) im landes-

und bundesweiten Vergleich im Jahr 2004 (nach Daten des IBGE, http://www.ibge.gov.br)

45

Tab. 3.3.2 HDI-Index der Munizipien im Untersuchungsraum im Jahr 2000 (nach Daten der Fundação CIDE 2000a)

46

Tab. 3.3.3 Analphabetenquote der Bevölkerung ab 5 Jahre in den Munizipien im Unter-suchungsraum im Jahr 2000 (nach Daten der Fundação CIDE 2000b)

46

Tab. 4.2.1 Empfindlichkeit gegenüber Bodenerosion in Abhängigkeit der Erodibilität der Böden und der Hangneigung (nach IPT 1990)

78

Tab. 4.2.2 Relative Bodenabträge (C-Faktor nach Wischmeier & Smith 1978) unter verschiedenen tropischen und subtropischen Nutzungssystemen (nach Mitchell & Bubenzer 1980)

79

Tab. 5.3.1 Bodenfarben und Gehalte an oxalat- und dithionitlöslichem Eisen verschiedener Bodenhorizonte im Nationalpark „Serra dos Órgãos“

101

Tab. 5.3.2 Profil 11, Wegprofil in einem Seitental des Rio das Bengalas (830 m ü. M.) 108Tab. 5.3.3 Profil 16: Bodenchemische und -physikalische Kennwerte 111Tab. 5.3.4 Profil 43, Aufschluss bei Bom Sucesso (877 m ü. M.) 116Tab. 5.3.5 Profil 40, Aufschluss am Mittellauf des Córrego Sujo (830 m ü. M.) 118Tab. 5.3.6 Profil 42, Kolluvium über Steinlage und Zersatz am Rio Formiga (904 m ü. M.) 118Tab. 5.3.7 Profil 41, Kolluvium über Steinlage und Zersatz am Rio Formiga (840 m ü. M.) 119Tab. 5.3.8 Profil 05, Kolluvium am Unterlauf des Córrego Sujo (795 m ü. M.) 120Tab. 5.3.9 Profil 34, Solumsediment aus Cambisolmaterial unter Sekundärwald

(45 m ü. M.) 124

Tab. 5.3.10 Profil 35, Umbric Fluvisol (22 m ü. M.) 124Tab. 5.3.11 Profil 08, Dystric Cambisol (Kolluvium), Hügel bei Guapiaçu (34 m ü. M.) 125Tab. 5.3.12 Profil 09, Dystric Cambisol unter einer Weide (33 m ü. M.) 125Tab. 5.3.13 Profil 36, Dystric Cambisol (Unterhangkolluvium) über einem roten Latosol

(26 m ü. M.) 126

Tab. 5.3.14 Profil 33, Meia Laranja an der RJ-122 zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu (39 m ü. M.)

127

Tab. 5.4.1 Bevölkerungsdichte 1950-2000 und absolute Bevölkerungszahl 2005 (gerundet) in Munizipien der Serra dos Órgãos, der Metropolregion Rio de Janeiro und dem Bundesstaat RJ. (nach Fundação CIDE 2007)

140

Tab. 5.4.2 Landnutzung im Bundesstaat Rio de Janeiro 1994 und 2001 (nach Tribunal de Contas do Estado do Rio de Janeiro 2005)

141

Tab. 5.5.1 Profil-Nr. 10, Dystric Leptosol, unterhalb des „Pedra do Sino“ 149Tab. 5.5.2 Bodenchemische Kennwerte der untersuchten Oberböden im Nationalpark

„Serra dos Órgãos“ 153

Tab. 5.5.3 Profil 20, Dystric Cambisol, PARNASO, Teresópolis 154Tab. 5.5.4 Profil 37, Dystric Cambisol, PARNASO, Guapimirim 156

vii ___________________________________________________________________________ Seite Tab. 5.5.5 Bodenchemische Kennwerte der untersuchten Oberböden in den

Waldfragmenten 159

Tab. 5.5.6 Bodenfarben und Gehalte an oxalatlöslichem und dithionitlöslichem Eisen von Bodenhorizonten in verschiedenen Waldfragmenten

160

Tab. 5.5.7 Profil 28, Dystric Cambisol (Kolluvisol), Fragment “David” 161Tab. 5.5.8 Profil 46, Dystric Cambisol (Kolluvisol), Fragment “Sorvete” 162Tab. 5.6.1 Abtragsempfindlichkeit in Abhängigkeit von Hangneigungen und

Bodeneigenschaften sowie aus Sicht des Erosionsschutzes empfohlene Nutzungen im Einzugsgebiet des Córrego Sujo

178

Tab. 5.6.2 K-Faktoren nach der USLE-Formel (Wischmeier & Smith 1978) für Bodenhorizonte im Untersuchungsraum

179

viii ___________________________________________________________________________ Bilderverzeichnis Seite Bild 1.1.1 Bergwälder der Mata Atlântica im Nationalpark „Serra dos Órgãos“ 1Bild 1.1.2 Gemüsebau bei Mottas, Munizip Teresópolis 4Bild 2.2.1 Regenwälder im Bereich der steil aufragenden Berge im Luv der Serra dos Ór-

gãos mit den Städten Guapimirim und Teresópolis (Bildquelle: Google Earth) 15

Bild 2.2.2 Fragmentierte Landschaft im Lee des Gebirges am Rio das Bengalas, Munizip Teresópolis (Bildquelle: Google Earth)

15

Bild 2.2.3 Hügellandschaft zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu (Bildquelle: Google Earth)

16

Bild 3.1.1 Kristallines Gebirgsmassiv der Serra dos Órgãos 31Bild 3.1.2 Bergregenwald oberhalb von 1.000 m ü. M. im Nationalpark „Serra dos Órgãos 37Bild 3.1.3 Grasvegetation der „Campos des Altitude“ 37Bild 3.1.4 Felsvegetation auf Inselbergen im Hinterland von Teresópolis 37Bild 3.1.5 Waldfragment im Weideland am Rio das Bengalas 37Bild 3.2.1 Häufiges Nutzungsmuster: Gemüsebau in Talung, Weide am Unterhang und

zur Kuppe hin anschließendes Waldfragment (bei Venda Nova, Munizip Teresópolis)

39

Bild 3.2.2 Bewässerungsfeldbau in einem intramontanen Becken im Munizip Teresópolis 39Bild 3.2.3 Agrumenanbau in steiler Hanglage, im Vordergrund Capoeira 39Bild 3.2.4 Eukalyptuspflanzung am Hang im Tal des Córrego Sujo 39Bild 3.2.5 Junges Waldfragment mit Übergang zur Capoeira im Kuppenbereich 39Bild 3.2.6 Waldfragment „David“ 39Bild 3.2.7 Bewässerungsfeldbau im Tal des Córrego Sujo 40Bild 5.1.1 Serra dos Órgãos mit dem “Dedo de Deus” 82Bild 5.1.2 Inselberg „Pedra Redonda“ 82Bild 5.1.3 Abplattungen und Schuttfächer, Itaipava 83Bild 5.1.4 Besiedlung eines Schuttkegels, Teresópolis 83Bild 5.1.5 Blöcke, Inselberg bei Nova Friburgo 83Bild 5.1.6 Blockburg unterhalb des “Pedra do Sino” 83Bild 5.1.7 Blöcke und Klippen, Serra dos Órgãos 83Bild 5.1.8 Wollsackverwitterung, Serra dos Órgãos 83Bild 5.1.9 Bergsturz bei Guapimirim 83Bild 5.1.10 Zurückdrängung der Wälder durch Siedlungen, Bonfim (Petrópolis) 83Bild 5.1.11 Besiedlung rutschungsgefährdeter Hanglagen, Petrópolis 84Bild 5.1.12 Expansion des Gemüsebaus zwischen Teresópolis und Petrópolis 84Bild 5.1.13 Dominselberg im Einzugsgebiet des Córrego Sujo 85Bild 5.1.14 Agrarlandschaft bei Mottas 85Bild 5.1.15 Latosol aus Saprolith, Rio das Bengalas 86Bild 5.1.16 Scharfe Grenze zwischen gelbbraunem Boden über rotem Latosol 86Bild 5.1.17 Rampa-Komplexe bei Santa Cruz, Três Picos / São Lorenço 86

ix ___________________________________________________________________________ Seite Bild 5.1.18 Rampa-Komplex, Rio São Francisco 87Bild 5.1.19 Inaktive Hangrunsen, Hügel am Rio dos Frades 87Bild 5.1.20 Hohlform, Venda Nova 87Bild 5.1.21 Hohlform bei Petrópolis 87Bild 5.1.22 Brandhorizont; Aufschluss an der RJ-130 88Bild 5.1.23 Überweidungsschäden am Rio Paquequer 88Bild 5.1.24 Aktiver Gully am Rio Paquequer 88Bild 5.1.25 Stabiler Gully am Rio Paquequer 88Bild 5.1.26 Rinnenbildung an einer Straßenböschung 89Bild 5.1.27 Rutschung, RJ-130 bei Venda Nova 89Bild 5.1.28 Rutschung südlich von Teresópolis, BR-116 (Februar 2005) 89Bild 5.1.29 Schutzmauer an der BR-116 zwischen Teresópolis und Além Paraiba 89Bild 5.1.30 Terrassierte Böschung, BR-040 bei Petrópolis 89Bild 5.1.31 Bebauung in rutschungsgefährdeter Hanglage, Jardim Meudon, Teresópolis 89Bild 5.1.32 Seitenerosion am Rio das Bengalas 89Bild 5.1.33 Uferbefestigung am Rio Paquequer 89Bild 5.1.34 Pediplain bei St. Aleixo, Magé 91Bild 5.1.35 Pediplain bei Guapimirim 91Bild 5.1.36 Halbe Orangen bilden markante Erhebungen in der Agrarlandschaft 92Bild 5.1.37 Gelbbraune über roten Böden finden sich auf halben Orangen wie auch an

Hängen 92

Bild 5.1.38 Das Transportgut der Flüsse besteht in der unteren Gebirgsstufe aus groben Schottern und Blöcken, Nationalpark Serra dos Órgãos, Guapimirim

92

Bild 5.1.39 Am Unterlauf werden die Schotter und Blöcke häufig von Sanden verschie-dener Körnung überlagert, Rio Guapimirim in der Ortslage Guapimirim

92

Bild 5.1.40 In den größeren Talungen finden sich gerundete Blöcke von mehreren Metern Durchmesser

92

Bild 5.1.41 In der Küstenebene beginnen die Flüsse zu mäandrieren und lagern selektiv Schotter und Sande ab – am Rio Guapiaçu wurden im vorderen Prallhang-bereich Schotter, im hinteren Grobsande abgelagert

92

Bild 5.1.42 Halbe Orangen, teilweise mit Hohlformen in der Weidelandschaft bei Guapimirim

93

Bild 5.1.43 Terrassierte halbe Orange an der RJ-122 zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu

93

Bild 5.1.44 Schluchtartiger Gully an der RJ-122 zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu

93

Bild 5.1.45 Aktiver Gully bei Fragoso, Munizip Magé 93Bild 5.1.46 „Anthropogene Skulpturform“ an der BR-116, Guapimirim 93Bild 5.2.1 Inselberggenese als Umlaufberg am Rio das Bengalas 99Bild 5.2.2 Breite Talaue mit einzelnen Hügeln bei São Lorenço, Três Picos 99Bild 5.2.3 Rampa-Komplexe und Pedimente im Tal des Córrego Grande bei Santa Cruz /

Três Picos 99

x ___________________________________________________________________________ Seite Bild 5.3.1 Profil 16, Gesamtaufschluss mit vier erkennbaren Steinlagen (807 m ü. M.) 110Bild 5.3.2 Basis mit rotem Zersatz, Quarzgang und Steinlage 110Bild 5.3.3 Heller Saprolith an der Verwitterungsbasis 110Bild 5.3.4 Roter Zersatz mit Bänderung, rund 10 m oberhalb der Basis, oberhalb von

Steinlage 4 110

Bild 5.3.5 Kuppe mit rotbraunem Boden über Steinlage und rotem Latosol 111Bild 5.3.6 Detail rotbrauner Boden über Steinlage und rotem Latosol 111Bild 5.3.7 Profil 16, Übersicht der Lokalität (Bildquelle: Google Earth) 111Bild 5.3.8 Wollsäcke von ca. 2 m Durchmesser im Zersatz 115Bild 5.3.9 Wollsack mit Abschalungen im roten Zersatz 115Bild 5.3.10 Profil 43, Unterhang am Rio Formiga bei Bom Sucesso 115Bild 5.3.11 Profil 43, Steinlage als Lösungsform aus verwitterungsresistentem Gestein 116Bild 5.3.12 Profil 40, Straßenaufschluss, Córrego Sujo 117Bild 5.3.13 Profil 42, Steinlage an einem Unterhang bei Santa Rosa, Rio Formiga 118Bild 5.3.14 Profil 41 mit braunrotem Kolluvium über Steinlage und Zersatz (Mittellauf

Córrego Sujo) 119

Bild 5.3.15 Kolluvium mit Steinlage aus kantigen Komponenten (Unterlauf Córrego Sujo) 120Bild 5.3.16 Steinlage, RJ-130 nordöstlich von Campo do Coelho 121Bild 5.3.17 Kolluvium (locker) über Steinlage, Rio Formiga bei Santa Rosa 121Bild 5.3.18 Kolluvium (fest) über Steinlage, Rio Formiga bei Bom Sucesso 121Bild 5.3.19 Unterbrochene Steinlage, Rio Formiga bei Santa Rosa 122Bild 5.3.20 Deformierte Steinlage, Rio Formiga bei Santa Rosa 122Bild 5.3.21 Mögliches Terrassenschotter-Relikt am Rio Formiga 122Bild 5.3.22 Brauner Boden über rotem Zersatz bei Santo Aleixo 123Bild 5.3.23 Seitlich abgetragene Meia Laranja an der RJ-122 zwischen Guapimirim und

Cachoeiras de Macacu 127

Bild 5.4.1 Serra dos Órgãos um 1821/1825, Gemälde von J. M. Rugendas (1802-1858) 137Bild 5.4.2 Eisenbahnlinie Teresópolis – Leopoldina (alte Postkarte) 138Bild 5.4.3 Maisanpflanzung auf der Fazenda March, Gemälde eines unbekannten

Künstlers (1839); Sammlung Gilberto Ferrez (aus Ferrez 1970) 142

Bild 5.4.4 Gemälde von Friedrich Hagedorn (1852) mit Pferdekoppeln und einzelnen Gebäuden im heutigen Stadtteil Alto (Sammlung der “Hispanic Society of America”; aus Ferrez 1970)

142

Bild 5.4.5 Bergsteiger, 30er Jahre (Archiv Centro Excursionista Brasileiro) 143Bild 5.4.6 Besteigung des Dedo de Deus, 1932 (Archiv Centro Excursionista Brasileiro) 143Bild 5.4.7 Jagdexkursion, 30er Jahre (Archiv NP Serra dos Órgãos) 143Bild 5.4.8 Transportweg durch den Nationalpark, bei Teresópolis (Archiv Aderito A.

Alves) 143

Bild 5.4.9 Bau des Staubeckens im Park in den 40er Jahren (Quelle: Archiv Aderito A. Alves)

143

Bild 5.4.10 Arbeiten in der Fazenda Barreira, NP Serra dos Órgãos (Archiv NP Serra dos Órgãos)

143

xi ___________________________________________________________________________ Seite Bild 5.4.11 Zuckerrohranbau in Frechal am Fuße der Serra dos Órgãos, Gemälde eines

unbekannten Künstlers (Ausschnitt; 1839) (Ferrez 1970) 144

Bild 5.4.12 Alte Kolonialstraße unterhalb des Dedo de Deus bei Garrafão, Fotografie von Marc Ferrez (1855); aus Ferrez 1970

144

Bild 5.4.13 Neolithisches Steinwerkzeug (Fund aus dem Tal des Rio Formiga) 145Bild 5.4.14 Quittenrechnung aus dem Jahr 1927 (Privatarchiv Museo Lippi) 146Bild 5.4.15 Venda Nova in den frühen 30er Jahren (Privatarchiv Museo Lippi) 147Bild 5.5.1 Ferralsol, Aufschluss bei Garrafão 156Bild 5.6.1 Brand in einem Fragment im Tal des Córrego Sujo, Frühjahr 2005 165Bild 5.6.2 Anthrosol im Tal des Rio das Bengalas 166Bild 5.6.3 Melioration in einem Tal bei São Lorenço / Três Picos 167Bild 5.6.4 Komplette Überformung der Landschaft durch den Gemüsebau 167Bild 5.6.5 Überprägung der Landschaft durch eine Condominio-Siedlung 167Bild 5.6.6 Neubau in rutschungsgefährdeter Hanglage 168Bild 5.6.7 Saatbettbereitung in steiler Hanglage, Rio Formiga 175Bild 5.6.8 Saatbettbereitung und Entwaldung, Rio Formiga 175Bild 5.6.9 Rillenbildung, Córrego Sujo 175Bild 5.6.10 Überweidete Kuppe, Córrego Sujo 175Bild 5.6.11 Gully-Bildung, Córrego Sujo 175Bild 5.6.12 Muschelförmiger Gully, Córrego Sujo 175Bild 5.6.13 Gully an Zaun, Córrego Sujo 175Bild 5.6.14 Rutschung unter Eukalyptusaufforstung, Córrego Sujo 175Bild 5.6.15 Selektive Bodenabträge bei Saatbettbereitung 178Bild 5.6.16 Säbelwuchs 181Bild 5.6.17 Kleiner Termitenbau 181Bild 5.6.18 Durchstoßene Viehgangel 181Bild 5.6.19 Gesteinsausbiss in Runse 182Bild 5.6.20 Seitenerosion am Córrego Sujo 182Bild 5.6.21 Levée am Ufer des Córrego Sujo 182

xii ___________________________________________________________________________ Abkürzungen BIP Bruttoinlandprodukt BR Brasilien BS Basensättigung Cges Gesamtkohlenstoff Corg organischer Kohlenstoff Feo oxalatlösliches Eisen Fed dithionitlösliches Eisen GOF Geländeoberfläche HDI Human Development Index KAK Kationenaustauschkapazität KAKpot potentielle Kationenaustauschkapazität KG Korngröße Mnd dithionitlösliches Mangan Mno oxalatlösliches Mangan m. ü. M. Meter über dem Meeresspiegelniveau OS organische Substanz Nt Gesamtstickstoff P Phosphor PARNASO Parque Nacional “Serra dos Órgãos” PV Porenvolumen P_NR Profilnummer RJ Rio de Janeiro S Sand SP São Paulo T Ton U Schluff

xiii ___________________________________________________________________________ Zusammenfassung

Schlüsselwörter: Serra dos Órgãos, Mata Atlântica, Küstenregenwälder, Landschaftsgenese, quartäre Klimazyklen, anthropogene Landschaftsdegradation, Bodenentwicklung, Decklehme, Steinlagen, Bodenerosion

ie vorliegende Dissertation widmet sich der quartären Landschaftsgenese und der an-

thropogen bedingten Landschaftsdegradation in der Serra dos Órgãos, einem jung gehobenen Kristallingebirge im Hinterland des Bundesstaa-tes Rio de Janeiro, das sich durch die Existenz artenreicher Küstenregenwälder der Mata Atlân-tica auszeichnet, die zunehmend durch den Men-schen bedroht sind.

Der erste Teil der Arbeit befasst sich mit der Landschaftsgenese während der quartären Klima-zyklen und liefert neue Erkenntnisse über die Entwicklung von Rumpfflächenlandschaften, die jungquartäre Vegetationsdynamik, geomorpholo-gische Prozessdynamiken sowie die Genese tro-pischer Böden. Der zweite Teil beschäftigt sich mit der anthropogenen Degradation insbesondere von Wäldern und Böden und erforscht die Zu-sammenhänge zwischen der natürlichen, vom Menschen unbeeinflussten Landschaftsgenese und der historischen Landnutzung von der prähis-torischen Besiedlung bis zur Gegenwart.

Gemäß den vielfältigen Fragestellungen wur-de der holistische Forschungsansatz der Land-schaftsökologie gewählt. Die landschaftsgeneti-schen Untersuchungen erfolgten auf Basis geo-morphologischer und bodengeographischer Ge-lände- und Labormethoden, die historische Land-schaftsdegradation wurde im Gelände anhand von Degradationsformen und Bodeneigenschaf-ten interpretiert. Detailliert untersucht wurden verschiedene Waldstandorte und ein kleines Ein-zugsgebiet. Zudem wurden archäologische und historische Quellen ausgewertet, um ein umfas-sendes Bild der historischen Landnutzung zu ge-winnen. Für das Munizip Teresópolis wurden zu-dem die Zusammenhänge zwischen Landnut-zung, Landschaftsdegradation und sozioökono-mischen Triebkräften untersucht.

Die känozoische Landschaftsgenese der Serra dos Órgãos wurde maßgeblich durch tektonische Prozesse, die Petrovarianz, die Auswirkungen globaler Klimaschwankungen sowie reliefbeding-te Klimaeffekte bestimmt. Das Klima hatte wie-derum einen maßgeblichen Einfluss auf die Ve-

getationsdynamik, den Wasserhaushalt, die Ver-witterungs- und Abtragsverhältnisse sowie die Bodenentwicklung.

Gesteuert wurde die großräumige Reliefent-wicklung durch die tektonische Hebung der Serra do Mar / Serra dos Órgãos sowie den monozykli-schen Wechsel des reliefwirksamen Klimas – von feucht zu trocken und wiederum feucht – im Ter-tiär. Innerhalb der großräumigen Strukturen wirk-ten sich der orographische Luvseiten-Effekt so-wie die Petrovarianz und Klüftigkeit der Gesteine maßgeblich auf die Reliefentwicklung aus. Vor allem letztere ist für eine unterschiedliche Durch-feuchtungstiefe, Tiefenverwitterung und damit ungleichmäßige Verwitterungsfront verantwort-lich, die durch Abtragungsprozesse an die Ober-fläche gelangte und die weitere Reliefgenese de-terminierte.

Das Quartär ist durch polyzyklische Klima-fluktuationen gekennzeichnet, die jedoch keinen Einfluss auf die großräumige Reliefentwicklung hatten, sondern lediglich zur Weiterbildung der im Tertiär angelegten Strukturen und zur Ausräu-mung tertiärer Füllungen in Talungen führten. Pedimente oder Flussterrassen als Zeugen der Klimazyklen wurden im jungen Hebungsgebiet der Serra dos Órgãos nicht nachgewiesen.

Auf Grundlage der untersuchten Profile und unter Einbeziehung paläoklimatischer Befunde anderer Untersuchungen wurde ein landschafts-genetisches Modell für das jüngere Quartär ent-worfen. Rote Böden haben sich demnach nur un-ter trocken-heißen Bedingungen im Tertiär gebil-det und wurden durch (bio)chemische Umwand-lungsprozesse (Chelation oder Xanthisierung) im Pliozän und Quartär überprägt. Diese Prozesse führten zu einer relativen Anreicherung des braun färbenden Goethits gegenüber dem roten Hämatit in der oberen Bodenzone. Während der Kaltzei-ten kam es zu einem Waldrückzug und verstärk-ten Bodenabträgen. Die heute vorzufindenden Kolluvien wurden primär während der Instabili-tätsphase gegen Ende des Würms und zu Beginn des Holozäns sowie nach der ersten Rodungs-phase abgelagert. Zudem deutet einiges auf

D

xiv ___________________________________________________________________________ verstärkte Abträge während sogenannter Dans-gaard-Oeschger-Ereignisse in den Kaltzeiten hin.

Eine häufig zwischen einem (gelb)braunen Boden und einem roten Latosol ausgebildete Steinlage wird primär auf Bioturbation zu-rückgeführt. Es wird der Nachweis geführt, dass die Steinlagenbildung durch Bioturbation an eine waldfreie Landschaft gebunden ist, was auf tro-ckene Klimabedingungen schließen lässt. Der Autor stützt mit seinen Befunden das „Biomantel Konzept“ von JOHNSON (1990, 1992) und ältere Arbeiten von THORP (1936, 1949), wonach die Grenze braun/rot (mit oder ohne Steinlage) die Untergrenze des durch Bioturbation geprägten Teils des Bodens markiert. Er geht aber noch ei-nen Schritt weiter, indem er aus der Verbreitung und Ausprägung von Steinlagen und (gelb)brau-nen Böden Rückschlüsse auf die Klimaentwick-lung und Pedogenese zieht. Neben der Bioturba-tion wurden auch andere Entstehungsmechanis-men von Steinlagen nachgewiesen, so dass eine landschaftsgenetische Deutung nur zusammen mit anderen Geländebefunden möglich ist.

Im Hinblick auf die historische Landschafts-degradation wird die Serra dos Órgãos in drei Teilräume unterteilt: (a) Die bereits in prähistori-scher Zeit durch Brandrodung und später durch koloniale Ausbeutungszyklen stark beeinträch-tigte Küstenregion, (b) die heute überwiegend bewaldeten Gebirgshänge im Luv der Serra, die in Abhängigkeit von Reliefposition und Höhen-lage unterschiedlich stark beeinflusst sind, sowie (c) die erst im frühen 19. Jahrhundert erschlos-sene Bergregion im Lee der Serra, die derzeit von einer massiven Nutzungsintensivierung und Landschaftsdegradation betroffen ist.

Der Nachweis einer prä-anthropogenen flächen-haften Verbreitung gelbbrauner und brauner Bö-den, die bodentypologisch überwiegend als Cam-bisole anzusprechen sind, führt zu der Folgerung, dass die roten Ferralsole nicht als charakteristi-sche Böden unter Regenwald, sondern als das Er-gebnis anthropogener Bodendegradation zu deu-ten sind. Durch Bodenerosion wurden die (gelb)-braunen Bodenhorizonte vielerorts abgetragen und die tertiären roten Latosole freigelegt. Der „natürliche“ zonale Bodentyp ist daher der Cam-bisol.

Von den verschiedenen Degradationsformen sind im Munizip Teresópolis ein zunehmender Flächenverbrauch durch Suburbanisierungspro-zesse und neue Verkehrsflächen, das Abbrennen von Buschland und Waldflächen, Bodenerosion durch Überweidung und Gemüsebau sowie Ver-änderungen der Gewässerdynamik hervorzuhe-ben. Örtlich wurde eine Überformung ganzer Landschaftsteilräume beobachtet. Die Entwal-dung folgt verschiedenen sozioökonomischen Triebkräften, die hohen Bodenerosionsraten sind die Folge unangepasster Nutzungsformen und natürlicher Ungunstfaktoren.

Spuren präkolonialer Brandrodungen fanden sich in der Bergregion nicht. Hohe Bodenabträge und Grabenerosion sind auf eine Übernutzung in den letzten zweihundert Jahren zurückzuführen. Im untersuchten Einzugsgebiet begann die Nut-zungsintensivierung erst Mitte des letzten Jahr-hunderts, führte in diesem kurzen Zeitraum aber bereits zu gravierenden Schäden. Für das Ein-zugsgebiet wurden die Empfindlichkeiten gegen-über Bodenerosion ermittelt und Vorschläge für geeignete Nutzungen unterbreitet.

xv ___________________________________________________________________________

Abstract

Key Words: Serra dos Órgãos, Mata Atlântica, coastal rainforests, landscape evolution, Quaternary climate cycles, anthropogenic landscape degradation, soil genesis, brown cover sediments, stonelines, soil erosion

he doctoral thesis in hand deals with Quater-nary landscape evolution and the anthropo-

genic landscape degradation in the Serra dos Órgãos, a young uplifted crystalline mountain range in the hinterland of Rio de Janeiro state. The region is characterized by the distribution of coastal rainforests of the Mata Atlântica (Atlantic forest) of high biodiversity, which are increas-ingly threatened by human activities.

The first part of the thesis gives attention to the Quaternary climate cycles and provides new knowledge concerning the evolution of peneplain landscapes, young Quaternary vegetation dyna-mics, geomorphologic process dynamics and the genesis of tropical soils. The second part consi-ders the question of anthropogenic degradation particularly of forests and soils and investigates the interrelations between natural, i.e. pre-human landscape evolution and the historic land use pat-terns from prehistoric to present times.

Due to the different questions, the holistic re-search approach of landscape ecology was cho-sen. The landscape genetic investigations were carried out on basis of geomorphologic field and laboratory methods; the historic landscape degra-dation was interpreted by means of degradation forms and soil properties in the field. Detailed studies were undertaken in different forest stands and a small catchment area. In addition, archaeo-logical and historical sources were analyzed to get an extensive insight in historical land use patterns. For the district of Teresópolis the inter-relations between land use, landscape degrada-tion and socioeconomic forces were investigated.

The Cenocoic landscape evolution in the Serra dos Órgãos was decisively driven by tectonic processes, petrovariance, the global climate change, and local orographic climate effects. The climate in turn influenced vegetation dynamics, water balance, weathering and erosion conditions as well as soil genesis.

The large scale relief development is the re-sult of the tectonic uplift of the Serra do Mar horst with the Serra dos Órgãos and a monocyclic change of the relief effecting climate from humid

to dry and again humid conditions during the Tertiary. Within the large structures, the orogra-phic effects on climate, petrovariance and join-ting of different granite and gneiss rocks had a main influence on the relief development. Mainly the latter is responsible for different infiltration depths, deep weathering and thereby a disconti-nuous, uneven weathering front, which had been exposed by erosion processes and determined the further relief genesis.

The Quaternary is characterized by polycyclic climate fluctuations, which, indeed, had no influ-ence on the large scale relief evolution, but led to a further development of Tertiary structures and an excavation of Tertiary sediments in depres-sions and valleys. Pediments and river terraces as witnesses of the climate cycles were not found in the young uplift zone of the Serra dos Órgãos.

On basis of investigated profiles and under consideration of palaeoclimatic studies taken out by different scientists in South and Southeast Brazil, a landscape genetic model for the Late Quaternary was developed. According to the mo-del, the formation of red soils took place under dry and hot climate conditions in the Tertiary. In the Pliocene and Quaternary red soils were trans-formed by (bio)chemical processes (Chelation or Xanthization). These processes led to a relative enrichment of the brown coloring goethite and leaching of the red hematite in the upper soil zone. During dry and cool glacial periods forests drew back and erosion processes increased. The colluvial soils presently found in the mountain region were primarily deposited during the insta-bility period at the Late Pleistocene (Würm) and Early Holocene as well as after the first forest clearing period. Moreover, there are indications for a deposition during so called DO-events also in cool glacial periods.

Stonelines, sometimes found between the yel-lowish-brown or brown cover sediment and the red Latosol are primarily formed by bioturbation processes. The author proofed by field observa-tions that stoneline evolution only takes place under savanna vegetation and not under closed

T

xvi ___________________________________________________________________________ forests, which indicates dryer climate conditions for stoneline formation. These findings back up the “biomantle concept” formulated by JOHNSON (1990, 1992, 2005) and older works by THORP (1936, 1949), stating that the brown/red demar-cation (with or without a stone layer) represents the basal part of the “biomantle”, the upper soil layer which is intensively mixed by soil organ-isms. But the author goes one step further by drawing conclusions from the distribution and composition of stonelines and (yellowish)brown soils to the climatic variance and soil genesis. Furthermore, he proofed that stonelines are also formed by other processes, so a genetic interpre-tation needs to consider more field findings.

With respect to the historical landscape deg-radation the Serra dos Órgãos is divided into three landscape units: (a) the heavily degraded coastal zone including the foot hills which were already influenced by shifting cultivation in pre-historic times and from the 16th century on by co-lonial exploitation cycles; (b) the presently pre-dominately forested slopes on the weather side of the range, which show very different intensities of human impact related to relief position and al-titude; (c) the mountainous hinterland, which was developed late in the early 19th century and is currently under high pressure due to land use in-tensification.

The proof of an extensive pre-human distribu-tion of (yellowish)brown soils (Cambisols) leads

to the conclusion that Ferralsol (Latosols) are not the characteristic soils under rainforests, but the result of anthropogenic soil degradation. Soil ero-sion, and not a decreased soil ageing, are respon-sible for the widespread distribution of red soils. Therefore, the natural soil type of the whole re-gion is the Cambisol.

Different kinds of landscape degradation oc-cur in the district of Teresópolis. Particularly the increasing land utilization by suburbanization processes and traffic development, the burning of shrubs and forests, soil erosion processes trig-gered by overgrazing and vegetable gardening in steep slopes as well as a change of the water bal-ance need to be mentioned. Locally a complete landscape transformation can be observed. Defo-restation follows different socioeconomic forces, while high erosion rates are the consequence of unsuitable land use and natural disadvantage fac-tors.

Traces of pre-colonial slash-and-burn agricul-ture were not found in the mountain region. High erosion rates and gully erosion are the result of overexploitation in the last two centuries. In the investigated catchment area land use intensifica-tion started late in the mid 20th century, but al-ready caused massive damage. For the concerned catchment area the sensitivity against soil erosion was estimated and suggestions for a more sui-table land use were made.

xvii ___________________________________________________________________________ Sumário

Palavras chave: Serra dos Órgãos, Mata Atlântica, floresta costeira, evolução da paisagem, ciclos climáticos do Quaternário, degradação antropogénica da paisagem, evolução dos solos, solos (co-berturas) marrons, linha de pedras, erosão dos solos

sta tese de doutoramento analisa a evolução da paisagem no Quaternário e a degradação

antropogénica na Serra dos Órgãos, uma jovem área de elevação no complexo cristalino no es-tado do Rio de Janeiro. A região é caracterizada por florestas tropicais da grande região da Mata Atlântica, ameaçada crescentemente pela ativi-dade humana.

A primeira parte do trabalho ocupa é dedicada à evolução da paisagem no Quaternário durante os ciclos climáticos e apresenta novos resultados sobre a gênese de peneplanos, a dinâmica jovem quaternária da vegetação, processos dinâmicos geomorfológicos, assim como a evolução dos solos. A segunda parte se ocupa da degradação antropogénica, particularmente das florestas e so-los, pesquisa as relações entre a evolução da pai-sagem natural (sem impactos humanos) e o uso da terra desde a colonização pré-histórica até ao presente.

A base de pesquisa holística de ecologia de paisagem foi selecionada conforme as várias questões. As investigações genéticas de paisagem se apóiam em métodos de campo e de laboratório nas áreas de geomorfologia e geografia de solo. A degradação da paisagem foi interpretada de acordo com as formas degradadas e característi-cas dos solos encontrados. Diversas áreas flores-tais e uma microbacia foram estudadas detalha-damente. Para além do mais, foram também ana-lisadas fontes arqueológicas e históricas, para se obter uma imagem geral do processo histórico do uso da terra na região. No município de Teresó-polis foram analisadas as relações entre uso da terra, degradação da paisagem e causas socioeco-nômicas.

A evolução cenozóica da Serra dos Órgãos foi principalmente determinada pelos processos tec-tônicos, da estrutura das rochas, das conseqüên-cias de ciclos climáticos globais e efeitos orográ-ficos do clima local. Por outro lado, o clima in-fluenciou a dinâmica da vegetação, o balanço hídrico, as condições de decomposição e erosão assim como a evolução dos solos.

A gênese de relevo na grande escala foi determi-nada através de elevação tectonica da Serra do Mar / Serra dos Órgãos e a mudança monocíclica de clima no Terciário, de úmido a seco e nova-mente a úmido. Dentro das grandes estruturas os efeitos orográficos, a estrutura das rochas e as fraturas subverticais (juntas) marcaram a evolu-ção do relevo. Sobre tudo, é este último fator o responsável pela variabilidade da infiltração, de-composição na profundidade e pela conseqüente frente de decomposição irregular. Por causa dos processos de erosão esta frente de decomposição emergiu na superfície e determinou a evolução do relevo posterior. O Quaternário é caracterizado pelas flutuações climáticas policíclicas, as quais não tinham influencia na evolução do relevo em grande escala, mas conduziu a uma continuação da formação das estruturas Terciárias e uma lim-peza dos sedimentos Terciários nas depressões e vales. Pedimentos ou terraços dos rios que teste-munhem os ciclos climáticos não foram identifi-cados na jovem área de elevação da Serra dos Órgãos.

Um modelo de evolução da paisagem no jo-vem Quaternário foi criado com base em perfis analisados considerando também resultados pa-leoclimáticos de outras investigações. Por conse-guinte, solos vermelhos (Latossolos) só se forma-ram no Terciário sob condições climáticas secas e quentes. No Plioceno e Quaternário os solos ver-melhos sofreram transformações através de pro-cessos (bio)químicos (Chelação ou Xanthization). Estes processos conduziram a uma concentração de goethit na zona superior do solo, responsável pelo colorido marrom, e uma solução e lixiviação de vermelho hematit. Durante os tempos de gla-ciais deu-se o desaparecimento das florestas nas áreas montanhosas secas e frescas com acelera-mento da erosão. Os recentes depósitos foram se-dimentados em primeira linha na fase de instabi-lidade no fim de Pleistoceno e cedo Holoceno assim como depois da primeira fase de desflores-tamento. Para alem do mais há alusões a intensi-dades elevadas de erosão em tempos glaciais,

E

xviii ___________________________________________________________________________ durante curtas fases de temperaturas e precipita-ções altas (DO-events).

A linha de pedras (stoneline) que habitual-mente se observa entre a cobertura marrom e o Latossolo vermelho, advem principalmente dos processos biodinâmicos (bioturbação). Será com-provado que estas linhas de pedras originárias da bioturbação só foram formadas na paisagem livre da floresta (campos cerrados) relacionada com comdições climáticas secas. O autor sustenta com seu resultado o “biomantle concept” de JOHNSON (1990, 1992, 2005) e mais antigos trabalhos de THORP (1936, 1949), segundo os quais a fronteira entre marrom e vermelho (com ou sem linha de pedras) indica o baixo limite de bioturbação no solo. O autor vai mais longe ainda, tirando con-clusões sobre a evolução climática e dos solos se apoiando na distribuição e morfologia das linhas de pedras. Para além da bioturbação há outros processos vitais na formação das linhas de pe-dras. Por isso uma interpretação genética só e possível com outras características no campo.

A degradação histórica da Serra dos Órgãos foi subdividida em três grandes áreas: (a) a zona costeira, que já foi degradada no tempo pré-histó-rico por causa de coivara e até o ciclo XVI pelos ciclos de exploração nos tempos da colonização européia, (b) as encostas no barlavento da serra, hoje predominantemente arborizadas, que foram influenciadas de formas diferentes dependendo da posição do relevo e altitude, e (c) a região serrana no sotavento, que foi desenvolvida até o inicio do ciclo XIX, e que presentemente se en-contra de baixo de alta pressão devido à intensifi-cação do uso da terra.

O autor prova uma extensão superficial geral de solos (coberturas) marrons em tempos pré-huma-nos (Cambissolos), concluindo que os solos ver-melhos (Latossolos) não são os solos típicos das florestas desenvolvidos pelo envelhecimento na-tural, mas o resultado da degradação dos Cam-bissolos através da erosão antropogénica. Sendo por isso, o Cambissolo o tipo de solo natural, tan-to na serra como na zona costeira.

No município de Teresópolis há varias formas de degradação da paisagem, particularmente um alto consumo da terra pelos processos de subur-banização e o desenvolvimento da infra-estrutura de transportes, a queimada das capoeiras e flo-restas, erosão dos solos devido a sobrepastoreio e horticultura em encostas íngremes assim como mudanças negativas da dinâmica hidrológica. Localmente foi observada uma transformação de grandes áreas da paisagem pela agricultura. A desflorestarão tem varias causas socioeconômi-cas, os grandes deslocamentos de solos são o resultado de um uso da terra não adaptado e fato-res naturais desfavoráveis.

Traços de queimadas em tempos pré-históri-cos não foram observados. Altas taxas de erosão, ravinas e boçorocas foram causadas pela sobre-exploração nos dois últimos séculos. Na micro-bacia investigada a intensificação do uso da terra começou a meio do século passado, sendo já observadas sérias formas de degradação. Para esta microbacia a sensitividade à erosão dos solos foi investigada e sugestões para um uso da terra mais sustentável foi apresentado.

Kapitel 1: Einleitung 1 __________________________________________________________________________ 1 Einleitung

1.1 Hintergrund

m Hinterland der Metropole Rio de Janeiro er-hebt sich in rund 70 km Entfernung zur Mee-

resküste die „Serra dos Órgãos“, die nach ihren steil aufragenden, an Orgelpfeifen erinnernde Felsen benannt ist. Das Gebirge ist der nördlichs-te Teil der subparallel zur Atlantikküste verlau-fenden Gebirgskette „Serra do Mar“, die sich vom Bundesstaat Rio de Janeiro im Norden bis nach Santa Catarina im Süden Brasiliens über rund 1.000 Kilometer erstreckt (MARQUES DE ALMEIDA & CARNEIRO 1998).

In den Höhenzügen und den zum Atlantik hin schroff abfallenden Hängen der Serra dos Órgãos finden sich große, artenreiche Relikte von Küs-tenregenwäldern der Mata Atlântica Region (Bild 1.1.1), dem Naturraum, dessen Wälder einst eine Fläche von 1 bis 1,5 Millionen km² in Brasilien sowie den östlichen Landesteilen Paraguays und Argentiniens bedeckten (GALINDO-LEAL & DE GUSMÃO CÂMARA 2003; siehe Abb. 1.1.1).

Heute sind von diesem ehemals riesigen Waldgebiet, das über mehr als 20 Breitengrade vom brasilianischen Bundesstaat Ceará im Nor-den bis nach Rio Grande do Sul im Süden reich-te, nach verschiedenen Schätzungen noch 5 bis 9% der ursprünglichen Fläche erhalten (FONSECA 1985, CÂMARA 1991, WILSON 1992, RANTA et al. 1998, MORELLATO & HADDAD 2000, OLIVEI-RA-FILHO & FONTES 2000). Der weitaus größte Teil der Wälder jedoch fiel jedoch verschiedenen anthropogenen Nutzungen zum Opfer.

Trotz einer seit Jahrhunderten andauernden Frag-mentierung und Degradation der Wälder zählt die Mata Atlântica auch heute noch zu den Naturre-gionen mit dem weltweit höchsten Artenreichtum und einem sehr hohen Anteil endemischer Arten (FUNDAÇÃO SOS MATA ATLÂNTICA/INPE/ISA 1998, CEPF 2001). Gleichzeitig unterliegt sie ei-nem sehr hohen Nutzungsdruck, der dazu führt, dass die verbliebenen Waldflächen weiter zu-rückgedrängt und in ihrer Struktur verändert wer-den. Folgerichtig wurde die Mata Atlântica als ei-ner von weltweit 25 sogenannten „Hotspots der Biodiversität“ eingestuft – ein Naturraum mit ei-ner sehr großen biologischen Vielfalt und einem hohen Endemitenanteil bei gleichzeitig großer Gefährdung (MYERS 1988, 1990).

Innerhalb der Mata Atlântica nimmt die bio-geographische Region der Serra do Mar aufgrund ihrer Größe, ihres hohen Waldanteils (rund 30%), ihrer besonderen Artenvielfalt und ihres hohen Anteils endemischer Arten eine herausragende Stellung ein. Neben der Provinz Misiones in Ar-gentinien ist sie das einzige zusammenhängende Gebiet der Mata Atlântica Region mit Waldflä-chen größer als 10.000 km², die als Mindestareal für überlebensfähige Populationen besonders raumbeanspruchender Tierarten, wie dem Jaguar (Panthera onca), dem Flachlandtapir (Tapirus terrestris) sowie verschiedener Primatenarten erforderlich sind (GALINDO-LEAL & DE GUSMÃO CÂMARA 2003).

Bild 1.1.1 Bergwälder der Mata Atlântica im Nationalpark „Serra dos Órgãos“

I

Kapitel 1: Einleitung 2 ____________________________________________________________________________________________________________________

(a) Potentielle natürliche Vegetation der Mata Atlântica (b) Ursprüngliche Ausdehnung und heutige Waldfläche

Abb. 1.1.1 (a) Potentielle natürliche Vegetation und (b) ursprüngliche Ausdehnung und heutige Waldfläche der Mata Atlântica in Brasilien (nach Fundação SOS Mata Atlântica / INPE / ISA 1998)

Bundesstaaten: CE (Ceará), RN (Rio Grande do Norte), PB (Paraíba), PE (Pernambuco), PI (Piauí), AL (Algoas), SE (Sergipe), BA (Bahia), GO (Goiás), ES (Espirito Santo), RJ (Rio de Janeiro), MG (Minas Gerais), SP (São Paulo), MS (Mato Gross do Sul), PR (Paraná), SC (Santa Catarina), RS (Rio Grande do Sul)

Serra dos Órgãos

Kapitel 1: Einleitung 3 __________________________________________________________________________ Um das langfristige Überleben solcher Arten und die Stabilität der Ökosysteme insgesamt zu si-chern, bedarf es nicht nur der Einrichtung von Schutzgebieten, sondern darüber hinaus einer Vernetzung dieser Gebiete untereinander und mit der sie umgebenden Kulturlandschaft, in der die verbliebenen Waldfragmente eine wichtige Rolle spielen. Nur so sind langfristig die räumliche Ausbreitung und der genetische Austausch zwi-schen den Arten zu gewährleisten. Dieses Ziel wird mit der Einrichtung so genannter “ökologi-scher Korridore“ verfolgt (CEPF 2001).

Gegenwärtig existieren im brasilianischen Teil der Mata Atlântica zwei solcher Korridore, der stark fragmentierte „Zentralkorridor“ und der „Serra do Mar-Korridor“ mit der Serra dos Órgãos, der die gleichnamige biogeographische Region umfasst (siehe Abb. 1.1).

Im Bereich dieser Korridore ist eine Vielzahl von nationalen und internationalen Projekten an-gesiedelt, die sich der Erforschung und dem Schutz der Mata Atlântica widmen. Von deut-scher Seite fördert das Ministerium für Bildung und Forschung (BMBF) in Kooperation mit dem brasilianischen Wissenschaftsrat (CNPq) seit 2002 verschiedene Projekte zur nachhaltigen Nutzung des brasilianischen Küstenregenwaldes,

so auch von 2002 bis 2005 das Projekt „Biodiver-sity in Integrated Land-use Management for Eco-nomic and Natural System Stability in the Mata Atlântica of Rio de Janeiro, Brazil (BLUMEN)“, welches die Erforschung von Natur- und Kultur-räumen und deren Interaktionen in der Serra dos Órgãos zum Ziel hatte.

Die vorliegende Dissertation ist im Rahmen des Projekts „BLUMEN“ entstanden. Vor dem Hintergrund der übergeordneten Fragestellungen widmet die Arbeit sich der quartären Land-schaftsgenese und historischen -degradation in der Serra dos Órgãos. Der Fokus der Forschun-gen liegt auf der quartären Relief- und Boden-entwicklung während der quartären Klimazyklen und den anthropogenen Eingriffen in den Land-schaftsraum seit dem Eintreffen der ersten Jäger- und Sammler-Kulturen. Darauf aufbauend wer-den Risiken einer weiteren Nutzungsintensivie-rung aufgezeigt und Vorschläge für eine an die naturräumlichen Gegebenheiten angepasste Be-wirtschaftung unterbreitet.

Die Arbeit spannt damit einen weiten Rahmen von geowissenschaftlicher Grundlagenforschung über landschaftshistorische Fragestellungen bis zur aktuellen Landnutzungsproblematik.

1.2 Problemstellung

er Naturraum der Serra dos Órgãos hat trotz seiner exponierten Lage im Hinterland von

Rio de Janeiro bis heute einen besonderen biolo-gischen Reichtum und eine außergewöhnliche landschaftliche Schönheit bewahrt. Dass im Süd-osten Brasiliens, dem mit Abstand bevölkerungs-reichsten und wirtschaftlich wie infrastrukturell fortschrittlichsten Landesteil überhaupt noch größere, artenreiche Regenwälder existieren, ist der gebirgigen, schwer zugänglichen Landesnatur zu verdanken. Daher finden sich auch in der Serra dos Órgãos ausgedehnte Wälder fast aus-schließlich in Höhen- und Steillagen, wo eine flächenverbrauchende Nutzung nicht möglich oder nicht lohnend ist und es auch in jüngerer Vergangenheit nicht war (PRIMACK 1993, MUR-CIA 1995).

Außerhalb der zentralen Gebirgszüge kon-zentrieren sich die Waldflächen auf kleine, hete-rogene und isolierte Fragmente innerhalb einer agrarisch geprägten Landschaft. Im Bergland

erfüllen die Waldfragmente wichtige Funktionen als biologische Vernetzungsstrukturen (Tritt-steine), Wasserspeicher, Klimaregulatoren und Hangstabilisatoren (VIANA & TABANEZ 1996, FUNDAÇÃO SOS Mata Atlântica/INPE/ISA 1998, NEHREN & HEINRICH 2007).

Gegenwärtig geraten sowohl größere Wald-flächen als auch Fragmente verstärkt unter Nut-zungsdruck. Durch die Lage in der Peripherie der Megacity Rio de Janeiro sind die Nutzungsan-sprüche besonders hoch und die Konflikte viel-fältig. So hat sich die Berglandschaft im Lee des Gebirgskamms zu einem wichtigen Produktions-standort von Gemüse und Obst entwickelt, wel-ches größtenteils in Rio de Janeiro vermarktet wird (GAESE & SCHLUETER 2006). Zu beobach-ten ist eine flächenhafte Ausweitung des intensi-ven Gemüsebaus und ein Vordringen in steile Hanglagen, womit ein weiteres Zurückdrängen der Waldfragmente und verstärkte Prozesse der Bodenerosion einhergehen (Bild 1.1.2).

D

4 Kapitel 1: Einleitung __________________________________________________________________________

Bild 1.1.2 Gemüsebau bei Mottas, Munizip Teresópolis

Die Nutzungsintensivierung führt zu vielfältigen Problemen im Landschaftshaushalt. Die Arbeit nähert sich diesen mit einem landschaftsgeneti-schen Ansatz, indem sie die (jung)quartäre Land-schaftsentwicklung untersucht und darauf auf-bauend die historischen und gegenwärtigen Ein-griffe des Menschen bewertet. Auf diese Weise wird eine klare Trennung zwischen der natürli-chen Landschaftsentwicklung und der anthropo-gen bedingten Prozessdynamik und Überformung der Landschaft vollzogen.

Diese Vorgehensweise ermöglicht eine Be-wertung des „Ist-Zustandes“ der Landschaft in Hinblick auf natürliche Potenziale, Sensitivität, Adaptionsfähigkeit und Vulnerabilität, die nicht nur auf einer Momentaufnahme, sondern auf fundierten landschaftsgenetischen Kenntnissen beruht. Sowohl die Landschaftsgenese als auch die historische Degradation sind also nicht nur von rein wissenschaftlichem Interesse, sondern eine wichtige Grundlage für aktuelle, praxisori-entierte Fragestellungen, etwa bezüglich der Struktur und Regeneration von Regenwäldern oder landwirtschaftlichen Potenzialen.

Zur quartären Landschaftsgenese der Rumpf-flächenlandschaften Südostbrasiliens wurden von Seiten der Geo- und Biowissenschaften wichtige Grundlagen erarbeitet, die ein zusehends genaue-res Bild der Landschaftsentwicklung während der quartären Klimazyklen zeichnen. Hervorzuheben sind auf brasilianischer Seite die grundlegenden Arbeiten von AB´SABER (zwischen 1956 und 1982) und BIGARELLA (zwischen 1961 und 1991), auf deutscher Seite die von SEMMEL & ROHDENBURG (1979), ROHDENBURG (1982, 1983), SEMMEL (1982), BIBUS (1983, 1984) so-wie BORK & ROHDENBURG (1983, 1985). In der Paläoklimatologie und -ökologie gehen wichtige Erkenntnisse auf Arbeiten von BEHLING (seit 1993) und LEDRU (seit 1993) zurück.

Die vorliegende Dissertation baut auf diesen Untersuchungen auf und widmet sich primär den Zusammenhängen zwischen Klima, Wasserver-hältnissen, Vegetationsbedeckung, Relief- und Bodengenese. Vor allem im Hinblick auf die Bo-denentwicklung sind die Kenntnisse bis heute nur bruchstückhaft. In diesem Zusammenhang wird der Genese von (gelb)braunen Böden und Stein-lagen ein besonderer Stellenwert eingeräumt. Be-reits seit langem wird deren Entstehung und kli-magenetische Interpretation kontrovers diskutiert, ohne dass sich bislang ein bestimmtes Modell durchgesetzt hat.

Weiterhin sind auch bezüglich der Entwick-lung von Rumpfflächenlandschaften noch viele Fragen offen. Die meisten geomorphologischen Untersuchungen fanden in stark eingerumpften Berglandschaften des zentralen brasilianischen Schildes statt, da man sich hier wohl vermehrt Zeugnisse der Klima- und Reliefentwicklung, beispielsweise in Form von Pedimenten und Ter-rassen, erhoffte.

Aus Sicht des Autors ist es aber nicht minder aufschlussreich, die rezente Morphodynamik in einem juvenilen Hebungsgebiet wie der Serra dos Órgãos zu untersuchen und hieraus Schlüsse für die Genese von Rumpfflächenlandschaften zu ziehen. Da sich die Serra dos Órgãos zumindest in Teilen noch in einem naturnahen Zustand be-findet, sind Landschaftsarchive in Form charakte-ristischer Sedimentabfolgen, natürlich gelagerter Böden und geomorphologischer Formen erhalten. Bei einer weiteren anthropogenen Überprägung werden Rückschlüsse auf die Landschaftsgenese in naher Zukunft nur noch begrenzt möglich sein.

Die historische Landschaftsdegradation in Südostbrasilien steht in direktem Zusammenhang mit der Zerstörung der Wälder und spezifischen Nutzungszyklen. Für Südostbrasilien sind der mit der Kolonialisierung beginnende Einschlag des

Kapitel 1: Einleitung 5 __________________________________________________________________________ Brasilholzes (Pau Brasil) und der anschließende großflächige Anbau von Zuckerrohr und Kaffee bekannt (DEAN 1995). Wenig weiß man jedoch über die Zusammenhänge zwischen den verschie-denen Nutzungen und Degradationsformen in zeitlicher und räumlicher Hinsicht. Diese Kennt-nisse sind aber unverzichtbar, um die Folgen der gegenwärtigen Nutzungsintensivierung beurteilen zu können.

So stellen sich unter anderem die Fragen, in-wieweit bereits indigene Kulturen zur Entwal-dung und Bodenerosion beitrugen, wie sich die koloniale und moderne Erschließung der Ge-birgsregion vollzog und welche Veränderungen der Landschaft damit einhergingen. Dies schließt auch die Frage ein, ob die Waldfragmente der Berglandschaft als Relikte ehemals zusammen-hängender Wälder oder aber als jüngere Sukzes-sionsstadien nach einer Nutzung zu deuten sind.

Für die Beurteilung der gegenwärtigen Prob-leme sind neben Kenntnissen der Landschaftsge-nese, der naturräumlichen Ausstattung und der historischen Vorbelastungen die sozioökonomi-schen Triebkräfte entscheidend, da diese die weitere Entwicklung der Landschaft maßgeblich steuern. Hieran geknüpft ist die Frage, wie sich eine weitere Suburbanisierung und Nutzungsin-tensivierung auf die Landschaft auswirken wird. Vor allem die Zusammenhänge zwischen Ent-waldung, Nutzung, Bodenerosion und Wasser-haushalt sind bis dato nur unzureichend erforscht. Um weiteren Fehlentwicklungen gegensteuern und geeignete Nutzungskonzepte und Manage-mentstrategien entwickeln zu können, ist eine ganzheitliche Betrachtungsweise der Landschaft

mit ihren ökologischen und sozioökonomischen Ausprägungen zwingend erforderlich.

Fasst man die genannten Aspekte zusammen, so ergeben sich für die vorliegende Arbeit fol-gende aufeinander aufbauende Fragestellungen:

1. Wie hat sich der Naturraum unter „natürli-

chen“ Bedingungen, d.h. ohne Einfluss des Menschen während der quartären Klimazyk-len entwickelt?

2. Wie vollzog sich die Landschaftsgeschichte

unter dem Einfluss des Menschen? Wie hat dieser in zeitlicher und räumlicher Hinsicht in den Landschaftshaushalt eingegriffen, welche Konsequenzen hatten die Eingriffe für die Vegetationsbedeckung sowie die Relief- und Bodenentwicklung und welche Formen und Intensitäten der Landschaftsdegradation gin-gen mit der Nutzung einher?

3. Wie stellt sich die aktuelle Situation in Bezug

auf die Entwaldung und Landschaftsdegrada-tion in der Serra dos Órgãos dar? Welche systemischen Zusammenhänge und sozioöko-nomischen Triebkräfte können identifiziert werden?

4. Welche Prognosen können aus den Kenntnis-

sen über die natürliche Landschaftsgenese, die historische Degradation und die gegenwärtige Nutzungsdynamik für die zukünftige Land-schaftsentwicklung abgeleitet werden? Wel-che Nutzungsprobleme sind zu erwarten und wie kann gegengesteuert werden?

1.3 Ziele

ie Ziele der Arbeit leiten sich unmittelbar aus den in Kapitel 1.2 formulierten Frage-

stellungen ab. Sie lassen sich zu drei übergeord-neten Zielsetzungen zusammenfassen: 1. Rekonstruktion der quartären Land-

schaftsgenese in der Serra dos Órgãos

Grundlage ist das Beziehungsgefüge der Geo- und Biokomponenten sowie ihr Zusammenwir-ken in der Landschaft. Ziel ist es, ein größeres Wissen über die Veränderung und Anpassung der Landschaft, insbesondere der Systemkomponen-ten Vegetation, Relief und Boden während der

quartären Klimazyklen zu erlangen. Darüber hinaus sollen auch Aufschlüsse über die Genese von Rumpfflächenlandschaften und insbesondere die Verbreitung und Entstehung von (gelb)brau-nen Böden und Steinlagen gewonnen werden. In diesem Zusammenhang sind wiederum Kennt-nisse über die tertiäre Landschaftsgenese unver-zichtbar. 2. Analyse räumlich-zeitlicher Muster der

Landschaftsdegradation Die Entwicklung der Gebirgslandschaft ist spä-testens mit Eintreffen der Europäer maßgeblich

D

6 Kapitel 1: Einleitung __________________________________________________________________________ vom Menschen beeinflusst worden. Die massive Zerstörung der Wälder und Übernutzung recht-fertigen es, von einer Degradation der Landschaft zu sprechen. Ein Ziel dieser Arbeit ist es, Er-kenntnisse darüber zu erlangen, wie sich die di-rekten Eingriffe des Menschen durch Abholzung, Brandrodung und Nutzung auf die Landschafts-struktur, die morphodynamischen Prozesse und die Bodeneigenschaften ausgewirkt haben und inwiefern dabei zeitlich und räumlich differen-zierte Nutzungs- und Degradationsmuster er-kennbar sind. Der jeweilige Degradationsstatus ist für die weitere Nutzung als Vorbelastung zu berücksichtigen. Qualitative Beeinträchtigungen von Waldstandorten, beispielsweise durch Stoff-einträge, Waldweidenutzung oder selektivem Einschlag werden in dieser Arbeit nur am Rande betrachtet.

3. Analyse der aktuellen Landnutzungsdyna-mik und Landschaftsdegradation am Bei-spiel des Munizips Teresópolis

Das Munizip Teresópolis ist insofern beispiel-haft, als dass es zusammenhängende Regenwäl-der und zahlreiche Waldfragmente sowie alle re-levanten Nutzungen (v.a. Gemüse- und Obstbau, Weidenutzung, Eukalyptusaufforstungen, Touris-mus) repräsentiert und gegenwärtig von einer starken Nutzungsintensivierung und Suburbani-sierung betroffen ist. Ziel ist es, die wesentlichen Zusammenhänge zwischen aktueller Landschafts-degradation und sozioökonomischen Triebkräften sowie mögliche Folgen für die weitere Nutzung aufzuzeigen. Im Einzelfall sollen auch Hinweise für eine Optimierung des Nutzungsmanagements gegeben werden.

1.4 Arbeitshypothesen

ür die in Kapitel 1.3 definierten Ziele werden nachfolgend Arbeitshypothesen formuliert,

die es mit Hilfe von verschiedenen Untersuchun-

gen nach dem landschaftsgenetisch-landschafts-ökologischen Forschungsansatz zu überprüfen gilt.

Arbeitshypothesen zur quartären Landschaftsgenese der Serra dos Órgãos

1 Während der quartären Klimazyklen kam es in der Serra dos Órgãos zu einem mehrfachen Vordringen und Rückzug der Wälder. Die Variabilität des Klimas und die damit einhergehende Vegetationsbede-ckung bestimmten maßgeblich die Relief- und Bodengenese. Mit Hilfe von Landschaftsarchiven lassen sich die Auswirkungen der quartären Klimaschwankungen auf Relief und Böden rekonstruieren und somit wichtige Erkenntnisse über die Entwicklung von Rumpfflächenlandschaften ziehen.

2 Die Verbreitung und Beschaffenheit (gelb)brauner Böden und Steinlagen lassen Rückschlüsse auf die Klima- und Landschaftsgenese im Jungquartär zu. Es wird davon ausgegangen, dass beide Erschei-nungsformen mit spezifischen bodengenetischen und geomorphologischen Prozessdynamiken in Verbin-dung gebracht werden können.

3 Unter Einbeziehung der Erkenntnisse aus anderen Disziplinen, insbesondere der Paläoklimatologie, Paläoökologie, Anthropologie, Archäologie und Geschichte, ist eine Rekonstruktion der Landschaftsge-nese als landschaftsgenetisches Modell möglich.

Arbeitshypothesen zur historischen und aktuellen Landschaftsdegradation

1 Die historische Landschaftsdegradation lässt sich im Gelände anhand von Degradationsformen interpre-tieren. Unter Zuhilfenahme archäologischer und historischer Quellen können räumliche und zeitliche Degradationsmuster aufgezeigt werden.

2 Es wird davon ausgegangen, dass es sich bei den heutigen Waldstandorten größtenteils um Sekundär-wälder handelt, die schon einmal unter Nutzung standen.

3 Die aktuelle Nutzungsintensivierung in der Serra dos Órgãos führt zu einer weiteren Landschaftsdegra-dation, vor allem zu einer Fragmentierung von Waldflächen und verstärkten Bodenerosion. Zudem sind eine Verringerung des Wasseraufnahmevermögens der Böden, damit ein verstärkter Oberflächenabfluss und in der Folge häufigere Hochwässer und eine verstärkte Tiefen- und Seitenerosion der Gerinne zu erwarten. Die für die Landschaftsdegradation verantwortlichen sozioökonomischen Triebkräfte lassen sich auf Grundlage sozioökonomischer Sekundärdaten für das Munizip Teresópolis identifizieren.

F

Kapitel 2: Vorgehensweise 7 __________________________________________________________________________ 2 Vorgehensweise 2.1 Forschungsansatz

er vorliegenden Arbeit liegt der holistische Forschungsansatz der Landschaftsökologie

zugrunde, der nach LESER (1984) auf verschie-dene Arbeiten von Carl Troll (1899-1975), Josef Schmithüsen (1909-1984) und Ernst Neef (1908-1984) zurückgeht. Innerhalb dieses Ansatzes wird der Schwerpunkt auf landschaftsgenetische Fragestellungen gelegt, die nach LÖFFLER (2002) mittel- bis langfristige Prozesse der Landschafts-entwicklung, d.h. historische bis geologische Perioden, umfassen. Im Zusammenhang mit der aktuellen Nutzung werden am Rande auch land-schaftsdynamische, d.h. mittel- bis kurzfristig wirksame Prozesse untersucht.

Die Grundzüge der Landschaftsökologie im Hinblick auf die für diese Arbeit relevanten Fra-gestellungen werden nachfolgend in aller Kürze dargestellt. Als weiterführende Literatur sei im deutschsprachigen Raum auf die Lehrbücher von FINKE (1986), LESER (1997) sowie STEINHARD, BLUMENSTEIN & BARSCH (2005), im englisch-sprachigen Raum auf die von FORMAN & GOD-RON (1986), TURNER (1989), NAVEH & LIEBER-MAN (1994) sowie SANDERSON & HARRIS (2000) verwiesen.

Der Begriff „Landschaftsökologie“ setzt sich aus den beiden Worten „Landschaft“ und „Öko-logie“ zusammen, die stellvertretend für die „Mutterwissenschaften“ Geographie und Biolo-gie stehen.

Die geographische Linie geht zurück auf Ale-xander von Humboldt (1769-1859), der als einer der letzten Universalgelehrten eine ganzheitliche Betrachtung der Natur vornahm, die von kosmi-schen Phänomenen bis zur Geographie der Orga-nismen „herabsteigt“. So spricht HUMBOLDT (1845, S .6) vom „Totalcharakter einer Erdge-gend“ und betont gleichzeitig die „innere Ver-kettung des Allgemeinen mit dem Besonderen“, die er in Naturgemälden vollendet sieht.

Ebenso wie der Malerei räumt HUMBOLDT auch der Landschaftsdichtung einen hohen Stel-lenwert ein und hebt so die Geographie in die Sphäre einer ästhetischen Wissenschaft (HARD 1970). Gleichzeitig jedoch zerlegt er das „Ge-samtkunstwerk“ Landschaft in seine Bestandteile und ebnet damit den Weg für eine kausalanalyti-sche Landschaftsforschung (HUMBOLDT 1845: 15):

„Was in dem Gefühle umrißlos und duftig, wie Bergluft, verschmilzt, kann von der ,nach dem Causalzusammenhang der Erscheinungen grü-belnden Vernunft nur in einzelne Elemente zer-legt, als Ausdruck eines individuellen Naturcha-rakters, begriffen werden“.

Der Philosoph Johann Karl Friedrich Rosen-kranz (1805-1879), der Landschaften als hierar-chisch organisierte lokale Systeme aller König-reiche der Natur auffasste, Carl Ritter (1779-1859), der Begründer der „Allgemeinen verglei-chenden Erdkunde“ und Friedrich Ratzel (1844-1904), der unter anderem den Begriff der „Bio-sphäre“ prägte, stehen für diese geographisch-ökologische Forschung.

Für die Linie der Biologie sind Ernst Haeckel (1834-1919) und Karl August Möbius (1825-1908) hervorzuheben. HAECKEL (1866: 286) war derjenige, der eine erste Definition des Begriffes Ökologie vornahm:

„Unter Oecologie verstehen wir die gesamte Wissenschaft von den Beziehungen des Organis-mus zur umgebenden Außenwelt, wohin wir im weiteren Sinne alle ‚Existenz-Bedingungen’ rechnen können. Diese sind theils organischer, theils anorganischer Natur, sowohl diese als jene sind, wie wir vorher gezeigt haben, von der größten Bedeutung für die Form der Organis-men, weil sie dieselbe zwingen, sich ihnen anzu-passen".

MÖBIUS (1877) legte den Grundstein für die Synökologie als Wissenschaft von den wechsel-seitigen Beziehungen zwischen Lebensgemein-schaften und ihrer Umwelt und prägte in diesem Zusammenhang den Begriff der „Biozönose“. Erst rund 60 Jahre später wurden die Begriffe „Ökosystem“ (TRANSLEY 1935) und „Biosys-tem“ (THIENEMANN 1939) in die wissenschaftli-che Literatur eingeführt.

Die Landschaftsökologie entstand als Synthe-se der beiden Wissenschaften Geographie und Biologie. CARL TROLL (1939) war derjenige, der den Begriff „„Landschaftsökologie“ erstmals in einem Artikel über die Interpretation von Luftbil-dern in der ostafrikanischen Savannenlandschaft verwandte. JOSEF SCHMITHÜSEN äußerte sich zwischen 1942 und 1968 mehrfach zu metho-dologischen Fragen der Landschaftsökologie und Geographie, während ERNST NEEF (1961) stärker

D

8 Kapitel 2: Vorgehensweise __________________________________________________________________________

auf das Abiotische fokussierte und damit die geo-botanisch geprägte Betrachtungsweise Trolls und Schmithüsens um wesentliche Elemente berei-cherte. Alle drei gelten daher als „geistige Väter“ der modernen Landschaftsökologie (FINKE 1986, LESER 1997).

Bis heute haben sich verschiedene land-schaftsökologische Ansätze herausgebildet, die aus unterschiedlichen Disziplinen heraus be-stimmte Teilaspekte mehr oder weniger stark betonen. Zudem entstanden neben der Geoökolo-gie und Bioökologie weitere spezialisierte, inter-disziplinäre Teilbereiche der Landschaftsökolo-gie, wie etwa die Stadt-, Sozio- oder Human-ökologie. Wenngleich die Landschaftsökologie die älteste und methodisch am weitesten entwi-ckelte dieser -ökologien ist, so befindet sie sich noch immer auf „der Suche nach sich selbst“, wie HOBBS (1997: 9) kritisch anmerkt.

Wesentliche Probleme der begrifflichen und inhaltlichen Abgrenzung sind das Verhältnis von Grundlagen zu angewandter Forschung sowie das „holistische Prinzip“ (SMUTS 1926), welches im „Total Human Ecosystem (THE)“ (NAVEH & LIEBERMAN 1994) als höchste Ebene der koevo-lutiven Komplexität gipfelt. Im holistischen Anthropoökosystem-Modell repräsentiert das THE ein konzeptionelles Suprasystem, welches sich aus der belebten und unbelebten Natur (Bios und Geos) und der Kultur (Noos; griech. [Geist]) zusammensetzt. Der Mensch wirkt dabei auf die Landschaft und prägt diese, während die Land-schaft die Vorstellungswelt des Menschen, und damit sein Handeln beeinflusst.

Das Modell umfasst verschiedene Hierarchie-stufen, von der Zelle, über das Organ, den Orga-nismus, das Ökosystem und das Landschaftsöko-system bis zum THE als höchste Bezugsebene. Verschiedene Natürlichkeitsgrade werden durch vier übergeordnete Systeme, das „natürliche Bio-ökosystem“, „das „landwirtschaftliche Bioöko-system“, das „rural-technogene Ökosystem“ und das „urban-technogene Ökosystem“ repräsen-tiert. Das Modell sieht sich in der Tradition des Humboldt´schen „Totalcharakters einer Erdge-gend“, indem es das menschliche Denken, Füh-len und Handeln in seiner ganzen Vielfalt mit dem kausalanalytischen, geoökologischen Land-schaftsbild zu verbinden sucht. Unverkennbar sind auch konzeptionelle Anleihen aus der von LOVELOCK (1982, 1985) formulierten Gaia-Hypothese und der darauf basierenden „Geophy-siologie“.

In verschiedenen jüngeren Veröffentlichungen bezieht sich NAVEH (1995, 1999, 2000, 2004) auf

das Modell und stellt dabei den transdisziplinären Charakter der Landschaftsökologie als Paradigma heraus. Damit steht er stellvertretend für eine der gegenwärtig „zwei grundsätzlichen Strömungen in der Landschaftsökologie“ (MOSS 2000), die auf Transdisziplinarität und damit einer koordi-nierten Zusammenarbeit verschiedener wissen-schaftlicher Disziplinen baut (TRESS & TRESS 2001).

Demgegenüber basiert die zweite Strömung, die räumlich orientierte Landschaftsökologie, weitgehend auf den Disziplinen Biologie, Ökolo-gie und Geographie. Ohne die andauernde wis-senschaftliche Diskussion allzu sehr zu vertiefen, seien vor dem Hintergrund des methodischen An-satzes dieser Arbeit, die Vor- und Nachteile der beiden Strömungen kurz skizziert.

Der transdisziplinäre Ansatz zielt auf ein möglichst umfassendes Abbild der Realität durch die auf ein gemeinsames Ziel hin ausgerichtete Integration mehrerer Disziplinen. Gleichzeitig versucht er, die Kluft zwischen ästhetischer Landschaftskunde und kausal-analytischer Unter-suchung der einzelnen Landschaftskomparti-mente aufzulösen (STEINHARDT et al. 2005). Damit läuft der Ansatz mit dem Konzept der Nachhaltigkeit konform, indem er die drei Di-mensionen Ökologie, Ökonomie und Soziales (einschließlich kultureller Aspekte) zu verbinden sucht.

Die ganzheitliche Betrachtung hat jedoch zur Konsequenz, dass nicht nur die naturräumliche Ausstattung und die Landnutzung als materielle räumliche Ausprägungen einer Landschaft zu betrachten sind, sondern auch sozioökonomische, kulturelle, ästhetische und psychologische As-pekte, die in verschiedener Weise auf den Raum wirken. Zudem sind auch die zeitliche Kompo-nente sowie die sich überschneidenden räumli-chen Hierarchieebenen einzubeziehen. Dies führt jedoch unweigerlich zu einer unüberschaubaren Flut von Informationen und komplexen Zusam-menhängen, die eine inhaltlich-thematische Be-schränkung bzw. Fokussierung in der land-schaftsökologischen Grundlagenforschung und praktischen Anwendung unausweichlich machen. STEINHARD et al. (2005: 30) merken zudem kri-tisch an, dass die Landschaft durch die Einbezie-hung ästhetischer Aspekte zu einem „wahrneh-mungsabhängigen Konstrukt“ wird.

Die räumlich orientierte Landschaftsökologie umgeht diese Probleme, in dem sie sich maßgeb-lich mit räumlichen Mustern und deren Wirkung auf ökologische Systeme beschäftigt. Nach FORMAN & GORDON (1986) sind dabei drei Cha-

Kapitel 2: Vorgehensweise 9 __________________________________________________________________________ rakteristika ausschlaggebend: die räumlichen Be-ziehungen, die funktionalen Beziehungen (wie Stoff- und Energieflüsse) sowie die Zeit (Land-schaftsgenese und –dynamik). Eine quantitative Erfassung wird durch diese Eingrenzung ebenso erleichtert wie die Modellierung, die sich auf drei Betrachtungsebenen vollzieht: der bio-physikali-schen Struktur, den Vegetations- und Landnut-zungsmustern sowie den kulturellen Elementen (siehe Abb. 2.1.1).

Wenngleich dieser Ansatz durch die Eingren-zung der Betrachtungsebenen sowie die „Werk-zeuge“ Fernerkundung und Geographische In-formationssysteme (GIS) wesentlich praktikabler ist und vermehrt quantifizierbare Ergebnisse lie-fert, so ist die begrenzte, stark naturwissen-schaftlich orientierte Sichtweise ein wesentlicher Kritikpunkt. Praktische, auf Nachhaltigkeit aus-gerichtete Lösungen bedürfen jedoch einer viel-schichtigen Betrachtung und komplexen Analyse, so dass die Landschaftsökologie sich diesbezüg-lich einschränkt. Vor allem die Reduzierung des Anthroposystems auf kulturelle Elemente wird dem sozioökonomisch handelnden Menschen in keiner Weise gerecht. In der Konsequenz bedeu-tet dies, dass der Begriff Landschaft auf seine materiell-räumlichen Ausprägungen reduziert,

und damit nicht nur seiner ästhetischen Kompo-nente, sondern seines Geistes beraubt wird.

Als Folge der verschiedenen Sichtweisen ge-hen auch die Definitionen des Begriffes Land-schaftsökologie weit auseinander. TROLL (1968: 1), der diese als

„das Studium des gesamten, in einem be-stimmten Landschaftsausschnitt herrschenden komplexen Wirkungsgefüges zwischen den Le-bensgemeinschaften (Biozönosen) und ihren Um-weltbedingungen“

definiert, steht dabei in der geographisch-biologisch geprägten Tradition. Andere Autoren fassen den Begriff wesentlich weiter. Stellvertre-tend sei die Definition von MIKLÓS (1996: 377) genannt, der Landschaftsökologie als „die Wis-senschaft von der Umwelt im weiten Sinne des Wortes“ versteht.

WIENS & MOSS (1999: Vorwort) warnen al-lerdings davor, den Begriff zu weit zu fassen und etwa „theoretische Ökologie, Humangeographie, Landnutzungsplanung, Verhaltensbiologie, So-ziologie, Ressourcenmanagement, Fotogramme-trie, Fernerkundung, Agrarpolitik, Renaturierung und Umweltethik“ unter dem Begriff zu sub-sumieren, da dies die Gefahr einer zunehmenden Verwässerung desselben zur Folge hätte.

Abb. 2.1.1 Die drei Hauptebenen der Landschaft (nach KRAUSE & KLÖPPEL 1996; aus dem Englischen, modifiziert)

10 Kapitel 2: Vorgehensweise __________________________________________________________________________

BASTIAN (2001: 759) betont, dass es sich bei der Landschaftsökologie um eine Wissenschaft han-delt, was für die Landschaftsplanung ebenso we-nig zutrifft wie für die „Werkzeuge“ räumliche Statistik, Fernerkundung und GIS. Andere der genannten Begriffe, wie Ethik oder Ästhetik fal-len wiederum nicht unter den Begriff der Öko-logie.

Dieser Auffassung schließt sich der Autor mit der Einschränkung an, dass die Übergänge zwi-schen Wissenschaft, Fachbereich und Anwen-der-/Nutzerbereich im Einzelfall durchaus flie-ßend sein können, was auch die Landschafts-ökologie selbst betrifft, die von LESER (1997) als Fachbereich und nicht als Wissenschaft einge-ordnet wird, oder auch die Fernerkundung, die sicherlich auch als Fachbereich und nicht nur als Werkzeug angesehen werden kann.

Vor dem Hintergrund einer kaum zu erfassen-den Komplexität des Gesamtsystems oder aber einer Unvollständigkeit der Betrachtungsebenen ergibt sich die Schwierigkeit eines sauberen, auf die in Kapitel 1.3 formulierten Ziele hin ausge-richteten methodischen Ansatzes. Diesbezüglich wurde maßgeblich auf die Modellvorstellungen von LESER (1997) zurückgegriffen, die in Teilen modifiziert und an die Anforderungen der Arbeit angepasst wurden. LESER (1997: 25) unterschei-det in seinem Landschaftsmodell die drei Syste-me „Geoökosystem“, „Bioökosystem“ und „An-throposystem“, die zusammen das „Landschafts-ökosystem“ bilden. Das Landschaftsökosystem definiert er als

„ein in der Realität hochkomplexes Wirkungs-gefüge von physiogenen, biotischen und anthro-pogenen Faktoren, die mit direkten und indirek-ten Beziehungen untereinander einen übergeord-neten Funktionszusammenhang bilden, dessen räumlicher Repräsentant die ‚Landschaft’ ist.“

Betrachtet man zunächst die beiden Haupt-systeme Geo- und Biosystem, so setzen sich diese jeweils aus verschiedenen Subsystemen zusam-men, es herrscht also eine Systemhierarchie. Das Geosystem besteht nach LESER (1997) aus dem Morpho-, Pedo-, Hydro- und Klimosystem, das Biosystem aus der Phyto- und Zoozönose. Im Geosystem wurden vom Autor das „Petrosys-tem“ und das „Tektosystem“ ergänzt, da diese weder durch das Pedo- noch durch das Morpho-system hinreichend repräsentiert sind, jedoch für die Landschaftsgenese, etwa durch Verwitterung oder Hebungsprozesse von größter Bedeutung sind. Geo- und Biosystem gemeinsam bilden das Ökosystem, welches als offene, komplexe funkti-onelle Einheit einem zeitlichen Wandel unter-

liegt. Jedes dieser Systeme hat ein entsprechen-des räumliches Pendant, welches durch die En-dung „-top“ (Biotop, Geotop, Morphotop usw.) definiert ist. Das vereinfachte Modell ohne den Menschen beruht auf den mannigfaltigen Bezie-hungen zwischen der belebten (biotischen) und der unbelebten (abiotischen) Welt. Es leitet sich unmittelbar aus der klassischen Ökologie ab, die sich eben diesen Wechselbeziehungen widmet.

Bezieht man in einem weiteren Schritt den Menschen in die Systembetrachtung ein, so ver-hält sich dieser im Jäger- und Sammler-Stadium zunächst ähnlich den Tieren, wenngleich er durch den Gebrauch von Waffen und eine zunehmend besser organisierte, systematische Jagd im Ver-laufe der Zeit einen Vorteil gegenüber diesen erwirbt. Gleichwohl kann der Mensch im Jäger- und Sammler-Stadium aufgrund seiner räumlich und in ihrer Intensität begrenzten Wirkungen auf das gesamte Ökosystem als Teil der Zoozönose, betrachtet werden (siehe Abb. 2.1.2a).

Mit Übergang zum sesshaften Ackerbau und dem systematischen Gebrauch des Feuers greift der Mensch fortan deutlich flächen- und wir-kungsintensiver in den Landschaftshaushalt ein. Die Betrachtungsweise der klassischen Ökologie, die den Menschen als einen Wirkfaktor verstand, der von außen seine Umwelt verändert, worauf die Organismen mit Anpassung reagieren (HAE-CKEL 1866), ist spätestens mit dieser anthropo-genen Entwicklungsstufe nicht mehr hinreichend.

Die Landschaftsökologie erkannte, dass der Mensch durch seine modernen Lebens- und Or-ganisationsformen einen fundamentalen Einfluss auf die ihn umgebende Welt ausübt, der einer besonderen Berücksichtigung bedarf. LESER (1984, 1997) billigt dem Menschen daher ein eigenes System, das „Anthroposystem“ (bzw. verschiedene Anthroposysteme) zu, welches den sozioökonomisch handelnden Menschen als Teil des Landschaftsökosystems repräsentiert (Abb. 2.1.2b). Dieses kann seiner Auffassung nach auf verschiedene Weise in das Gesamtmodell des Landschaftsökosystems integriert werden (LESER 1997: 183), und zwar „als:

1. anthropogene Veränderung der naturbürtigen

Geoökofaktoren, 2. mehr oder weniger umfassendes sozioökono-

misches System oder 3. ein die Betrachtung bestimmendes Basissys-

tem, das auf einer naturbürtigen Grundlage beruht.“

Kapitel 2: Vorgehensweise 11 __________________________________________________________________________ Als räumliche Bezugsbasis dienen dabei entwe-der politisch-administrative Einheiten, natur-räumliche Einheiten (physiogeographisch, geo-ökologisch, etc.) oder naturräumliche Einheiten innerhalb eines Territoriums.

Mit Beginn der Industrialisierung kommt es dann zu einer verstärkten Überlagerung lokaler, regionaler und globaler Wirkungen, die sich auf

die Ökosysteme und damit gleichermaßen auf die Landschaft auswirken (Abb. 2.1.2c). Jüngst wurde von ZALASIEWICZ et al. (2008) vorge-schlagen, diese bislang gut 200 Jahre andauernde Epoche als ein eigenes geologisches Zeitalter auszugliedern und nach dem von P.J. Crutzen geprägten Begriff „Anthropozän“ zu benennen.

Abb. 2.1.2 Menschliche Entwicklungsstufen und Wirkung auf die Landschaft (eigene Darstellung, in großen Teilen basierend auf LESER 1984, 1997)

12 Kapitel 2: Vorgehensweise __________________________________________________________________________

Die dargestellte Entwicklung der Landschaft ist nunmehr auf ein praktikables Modell als Grund-lage für die Untersuchungen dieser Arbeit zu reduzieren. Dieses Modell ist in Abbildung 2.1.3 dargestellt. Es zeigt das Landschaftsökosystem mit seinen Subsystemen. Fett hervorgehoben sind die Systeme, die vertieft untersucht werden, also

das Morpho- und Pedosystem sowie Ausschnitte des Anthroposystems, primär in Form der Land-nutzung. Sozioökonomische Triebkräfte werden hingegen nur in ihren Grundzügen behandelt. Wie dabei im Einzelnen vorgegangen wird und welche Methoden zur Anwendung kommen, wird in Kapitel 2.2 erläutert.

Abb. 2.1.3 Eingrenzung des Untersuchungsrahmens (eigener Entwurf)

Kapitel 2: Vorgehensweise 13 __________________________________________________________________________ In der Zeitskala liegt der Schwerpunkt der Unter-suchungen im Quartär. Die Rekonstruktion der quartären Landschaftsgenese erfordert aber auch Kenntnisse über ältere Zeitalter, vor allem das Tertiär, in dem sich die Hebung der Serra dos Órgãos vollzog. Ein zweites Hauptaugenmerk ist auf den Einfluss des Menschen auf die Land-schaft gerichtet. Die anthropogene Landschafts-geschichte beginnt mit dem Eintreffen erster Jäger- und Sammler-Kulturen und reicht bis in die Gegenwart. Landschaftsdynamische Prozesse

werden im Zusammenhang mit dem aktuellen Nutzungswandel angeschnitten.

Räumlich betrachtet sind die Untersuchungen in der topischen, chorischen und regionischen Dimension angesiedelt, wobei letztere nur ange-schnitten wird (siehe Abb. 2.1.3). Die räumlichen Einheiten beziehen sich auf die „Theorie der geographischen Dimensionen“ (NEEF 1961, mo-difiziert von KLUG & LANG 1983). Globale Wir-kungen gehen im Falle des Klimawandels mit in die Diskussion ein.

2.2 Untersuchungsraum und Arbeitsgebiete 2.2.1 Abgrenzung des Untersuchungsraumes

ntsprechend der „Theorie der geographi-schen Dimensionen“ (Neef 1961, modifiziert

von Klug & Lang 1983) wurde zunächst ein „größerer“ und „gröberer“ Untersuchungsraum abgesteckt, welcher der chorischen bis regioni-schen Dimension entspricht (siehe Abb. 2.2.1). Besonders sei darauf hingewiesen, dass die Gren-zen keineswegs als starr zu verstehen sind; viel-mehr definieren sie einen Kernbereich der Unter-suchungen, über den jedoch grundsätzlich hin-ausgeblickt werden sollte.

Die Abgrenzung erfolgte auf Grundlage der naturräumlichen Verhältnisse und der aktuellen Landnutzung, wobei der Untersuchungsraum als Vorbedingung alle charakteristischen Land-schaftseinheiten und Nutzungsformen innerhalb der verschiedenen Höhenstufen der Serra dos Ór-gãos Region einschließen sollte. Auf Grundlage von Satellitenbildern (Landsat 7ETM+ und IKO-NOS), Kartenmaterial (topographische Karten 1:50.000 der Munizipien und geowissenschaft-liche Karten aus dem PROJETO RIO DE JANEIRO 2001) sowie Geländebefahrungen wurden so die folgenden drei, im Weiteren „Teillandschafts-räume“ genannten Haupteinheiten ausgegliedert:

1. Die Höhenzüge der Serra dos Órgãos mit ih-ren charakteristischen Felsformationen und zum Atlantik hin steil abfallenden, bewaldeten Hängen. Diese Einheit kann in Teilen als na-turnahe Landschaft bezeichnet werden, in der noch ausgedehnte Regenwälder und andere natürliche Vegetationseinheiten erhalten sind (Bild 2.2.1).

2. Die kleinteilige Agrarlandschaft nördlich des

Gebirgskamms mit hügeligen bis bergigen Geländeformen ist durch kleinbäuerlichen Ge-müsebau in Talungen, intramontanen Becken und schwach bis mäßig geneigten Hängen sowie Weidenutzung in steileren Hanglagen, Kuppen und auf vernässten Flächen cha-rakterisiert. Waldflächen sind auf kleine, iso-lierte Fragmente in Hang-, seltener in Kup-penlagen beschränkt (Bild 2.2.2).

3. Die Hügellandschaft mit den prägenden „Hal-

ben Orangen (Meias Laranjas)“ am Fuße der Serra dos Órgãos in der Höhenstufe bis 100 m ü. M. mit tropischem Feldbau, Plantagenwirt-schaft und Viehwirtschaft als dominierende Landnutzungsformen (Bild 2.2.3).

E

14 Kapitel 2: Vorgehensweise __________________________________________________________________________

Abb. 2.2.1 Grobe Abgrenzung des Untersuchungsraumes und Ausgliederung von Teillandschaftsräumen

1 = Hauptkamm mit Regenwäldern, 2 = agrarisch geprägte Berglandschaft im Lee der Serra, 3 = Gebirgsfuß mit tropischem Landbau und Weidewirtschaft

Kapitel 2: Vorgehensweise 15 __________________________________________________________________________

Bild 2.2.1 Regenwälder im Bereich der steil aufragenden Berge im Luv der Serra dos Órgãos mit den Städten

Guapimirim und Teresópolis (Bildquelle: Google Earth)

Bild 2.2.2 Fragmentierte Landschaft im Lee des Gebirges am Rio das Bengalas, Munizip Teresópolis. Die Berge und Kuppen werden von Weideflächen und Buschland dominiert, im Bereich der Hänge

und Kuppen finden sich Waldfragmente. In den Auen und intramontanen Becken wird ein intensiver Gemüsebau betrieben. (Bildquelle: Google Earth)

Teresópolis

Guapimirim

16 Kapitel 2: Vorgehensweise __________________________________________________________________________

Bild 2.2.3 Hügellandschaft zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu. Die Landnutzung wird von tropischem Feldbau, Plantagen und Weidewirtschaft dominiert; die land-

schaftsprägenden Hügel, die sogenannten „Halben Orangen (Meias Laranjas)“, sind teilweise bewaldet. (Bildquelle: Google Earth)

2.2.2 Auswahl von Arbeitsgebieten

er grob abgegrenzte Untersuchungsraum wurde im Weiteren an die Grenzen der

Munizipien angepasst, um einen Bezug zu sozio-ökonomischen Kennwerten herstellen zu können (siehe Abb. 2.2.2). Entsprechend dehnt er sich gegenüber der Grobabgrenzung (Abb. 2.2.1) nach Südwesten und Westen mit den Städten Petrópo-lis und Magé etwas aus, während das Munizip Nova Friburgo komplett herausfällt. Er tangiert mit Petrópolis, Magé, Teresópolis, Guapimirim und Cachoeiras de Macacu fünf Munizipien, deren Gesamtfläche 3.250 km² beträgt. Dieser Untersuchungsraum ist die Grundlage für die großräumigen Untersuchungen zur quartären Landschaftsgenese.

Innerhalb des Untersuchungsraumes wurden verschiedene geowissenschaftliche Untersuchun-gen in der topischen bis chorischen Dimension durchgeführt, für die kleinere Arbeitsgebiete abgegrenzt wurden. Entsprechend der Zielset-zungen befassen sich diese Untersuchungen vor allem mit den räumlich-zeitlichen Mustern der

Landschaftsdegradation und deren Bedeutung für die weitere Nutzung sowie der aktuellen Land-nutzungsdynamik. Abbildung 2.2.2 zeigt den Untersuchungsraum mit den einzelnen Arbeits-gebieten sowie alle Entnahmepunkte von Boden-proben, die außerhalb dieser Arbeitsgebiete lie-gen. Die Probenahmepunkte innerhalb der Ar-beitsgebiete sind den Detailkarten (Abb. 2.2.3 bis 2.2.5) zu entnehmen. Bei den Arbeitsgebieten handelt es sich um den Nationalpark „Serra dos Órgãos (PARNASO)“, vier Waldfragmente nord-östlich von Teresópolis sowie das Einzugsgebiet des Córrego Sujo. Ein weiterer Schwerpunkt-bereich ist das Munizip Teresópolis, anhand des-sen die Problematik der aktuellen Landnutzungs-dynamik einschließlich sozioökonomischer Frau-gestellungen untersucht wurde.

Grundlage für die Bewertung der Degradation von Waldstandorten ist eine geomorphologisch-bodengeographische Charakterisierung von Wäl-dern des Nationalparks und von Waldfragmenten der kleinteiligen Agrarlandschaft. Die Feldunter-

D

Kapitel 2: Vorgehensweise 17 __________________________________________________________________________ suchungen im Nationalpark erfolgten schwer-punktmäßig in der Höhenstufe über 1.000 m ü. M., die vorab als vom Menschen relativ unbeein-flusst eingeschätzt wurde. Weitere Untersuchun-gen wurden in der Höhenstufe zwischen 50 und 600 m ü. M. durchgeführt, für die auf Grundlage von Literatur und Feldbegehungen ein erheblich größerer historischer und aktueller anthropogener Einfluss angenommen wurde. Zwischen 600 m und 1000 m ü. M. konnten aufgrund der einge-schränkten Zugänglichkeit nur sehr begrenzt Un-tersuchungen durchgeführt werden.

Abbildung 2.2.2 stellt die aktuellen Grenzen (Stand 3/2008) des Nationalparks dar; er umfasst eine Fläche von 110 km². In Abbildung 2.2.3 ist der nordöstliche Teil des Parks im Bereich des Eingangs Teresópolis als Detail dargestellt. Hier wurden die meisten Boden- und Sedimentproben innerhalb des Parks genommen. In dieser Detail-karte sind die Probenahmepunkte getrennt nach Punkten in den Botanik-Plots und Wegproben (Profile) dargestellt. Ein Großteil der Proben wurde innerhalb der Plots der botanischen Unter-suchungen genommen, um auf diese Weise mul-tidisziplinäre Aussagen zu ermöglichen. Weitere Ausführungen hierzu finden sich in Kapitel 2.3.1.

Die vier Waldfragmente „David“, „Walde-mar“, „Sorvete“ und „Maturano“ wurden im Rahmen des Projektes BLUMEN aufgrund der Kriterien „Lage in der Landschaftsmatrix“, „Flä-chengröße“ und „Zugänglichkeit“ als geeignete Untersuchungsflächen eingestuft. In diesen Frag-menten fanden verschiedene botanische und zoo-

logische Untersuchungen statt. Die geomor-phologisch-bodengeographischen Untersuchun-gen zielen wiederum auf eine multidisziplinäre Auswertung, so dass die Proben auch hier über-wiegend in den Plots der botanischen Untersu-chungen genommen wurden. Abbildung 2.2.4 zeigt die vier untersuchten Waldfragmente, ge-trennt nach Punkten in den Botanik-Plots und Wegproben. Die Flächengrößen der Fragmente betragen:

David: 8,9 ha Waldemar: 23,8 ha Sorvete: 58,5 ha Maturano: 36,7 ha

Das Einzugsgebiet des Córrego Sujo wurde als Prototyp der Agrarlandschaft nordöstlich von Teresópolis mit Weidewirtschaft, Gemüsebau, Obstplantagen und isolierten Waldfragmenten ausgewählt. Die Untersuchungen innerhalb dieses Einzugsgebietes konzentrieren sich auf die Fol-gen der historischen und aktuellen Landschafts-degradation, insbesondere im Hinblick auf Bo-denerosion, Rutschungen und Gewässerdynamik. Das Einzugsgebiet des Córrego Sujo mit den entsprechenden Probenahmepunkten ist in Abbil-dung 2.2.5 dargestellt. Die Größe des Einzugsge-bietes beträgt 53,6 km², der Bach selbst hat eine Länge von 15,6 km. Eine Landnutzungskarte des gesamten Einzugsbietes sowie eine detaillierte Beschreibung finden sich in Kapitel 5.

Kapitel 2: Vorgehensweise 18 ______________________________________________________________________________________________________________________

Abb. 2.2.2

Übersichtskarte Untersuchungsraum mit den Arbeitsge-bieten Nationalpark „PARNASO“, Wald-fragmente und dem Einzugsgebiet des Córrego Sujo

Cachoeiras de Macacu

Nova Friburgo

Magé

Petrópolis

Guapimirim

Teresópolis Detail Abb. 2.2.3

Detail Abb. 2.2.4

Detail Abb. 2.2.5

43

42

1

11, 16

10 37 34

35 8 9

36 33 7

Kapitel 2: Vorgehensweise 19 __________________________________________________________________________

Abb. 2.2.3 Detail - Probenahmepunkte im Nationalpark (oberhalb 1.000 m ü. M.)

Abb. 2.2.4 Detail - Waldfragmente mit Probenahmepunkten

20

51, 52

53, 54

55 56, 57

60-62

63 58, 59

12

13 14 15

Punkte in Botanik-Plots Wegprofile

Wegprofile / Böschungskanten

David

28 45 44

27

46

48 Sorvete

Maturano

Waldemar

49 50

Waldfragmente

47

06

Punkte in Botanik-Plots

500 Meters

Meters

30

Kapitel 2: Vorgehensweise 20 ______________________________________________________________________________________________________________________

Abb. 2.2.5 Detail – Einzugsgebiet des Córrego Sujo mit Probenahmepunkten

32

31

30

2 3

38

39

5

17-19

49, 50

41

40

26 21, 22

23

24 25

Probenahmepunkte Waldfragmente Einzugsgebiet Córrego Sujo

Catena

29

Kapitel 3: Vorgehensweise 21 __________________________________________________________________________ 2.3 Methoden 2.3.1 Geowissenschaftliche Feld- und Labormethoden

ie Untersuchungen zur quartären Land-schaftsgenese stützen sich maßgeblich auf

das Morpho- und Pedosystem und entsprechende geomorphologische und bodengeographische Ge-lände- und Labormethoden. Eine zentrale Rolle spielen dabei Kausalprofile sowie charakteris-tische Abtragungs- und Ablagerungsformen, wie anthropogen bedingte Erosionsformen, Kollu-vien, Schwemmfächer und Auensedimente, da-neben auch Kleinstrukturen, wie Kanten oder Ge-ländestufen (Landschaftsarchive). Als sehr auf-schlussreich hat sich im Verlauf der Untersu-chungen die Verbreitung (gelb)brauner Böden und Steinlagen herausgestellt, denen daher in die-ser Arbeit eine besondere Aufmerksamkeit ge-widmet wird.

Rückschlüsse auf die Boden- und Land-schaftsgenese werden aus spezifischen Boden-merkmalen und der Bodenverbreitung gezogen. Neben einer feldbodenkundlichen Ansprache und Profilaufnahmen in Anlehnung an die „Boden-

kundliche Kartieranleitung“ (AG BODEN 2005) sowie das „Handbuch und Kartieranleitung Geo-ökologische Karte 1:25.000 (KA GÖK 25)“ (LE-SER & KLINK 1988) wurden zahlreiche Standorte beprobt.

Alle Boden- und Sedimentproben wurden als „gestörte Proben“ (AG BODEN 2005 bzw. E DIN ISO 10381) entnommen, vor Ort luftgetrocknet (bis 40°C) und auf 2 mm gesiebt (DIN ISO 11464). Jeweils rund 500g Material wurde nach Deutschland verschifft und im Labor des Instituts für Physische Geographie der Johann Wolfgang Goethe Universität Frankfurt am Main analysiert.

Die Erläuterungen zur Profilaufnahme und den Laboranalysen sind Anhang 1.0, die Aufnah-mebögen mit den jeweiligen Standortbeschrei-bungen, Profileigenschaften und Laborwerten den Anhängen 1.1. bis 1.5 zu entnehmen. Die Felduntersuchungen fanden von Januar bis März 2005 sowie im Oktober und November 2005 statt.

Tab 2.3.1 Analysemethoden

Bodenchemische Analysen

pH-Wert in KCl Gesamtkohlenstoff (Cges in %), Elementaranalysator der Firma LECO Organische Substanz (in %; Faktor org. Substanz /Mineralboden: 1,724) Gesamtstickstoff (Nt in %), Elementaranalysator der Firma LECO Cges/ Nt -Verhältnis Phosphat (P2O5) in %, CAL-Methode nach SCHÜLLER (1969) Pflanzenverfügbarer Kaliumgehalt (K2O) in %, CAL-Methode nach SCHÜLLER (1969) Potenzielle Kationenaustauschkapazität (KAKpot) und Basensättigung nach der Methode von MEHLICH –

DIN 19684, (in mmol/100g) Eisen- und Mangananalysen zur relativen Altersbestimmung: Verhältnisse von amorphem (oxalatlösli-

chem) zu pedogenem = kristallinem (dithionitlöslichem) Eisen und Mangan (Feo/Fed und Mno/Mnd. Feo und Mno nach TAMM (1932), modifiziert von SCHWERTMANN (1966) sowie MCKEAGUE & DAY (1966), Fed nach MEHRA & JACKSON (1960). Weitere Erläuterungen zu den Methoden und zur Interpretation der Ergeb-nisse im Text.

Bodenphysikalische Analysen

Korngrößenbestimmung

Bodenfarben

Munsell Soil Color Charts (Edition 1994)

D

22 Kapitel 2: Vorgehensweise __________________________________________________________________________ Die in Tabelle 2.3.1 dargestellten Verhältnisse von oxalat- zu dithionitlöslichem Eisen bzw. Mangan (Feo/Fed bzw. Mno/Mnd) ergeben die Aktivitätsgrade des freien Eisens und Mangans (SCHWERTMANN 1959, BLUME & SCHWERT-MANN 1969). Die oxalatlösliche Fraktion reprä-sentiert das schlecht kristalline, amorphe Eisen und Mangan, während die dithionitlöslichen, pe-dogenen Oxide die gut auskristallisierte Fraktion darstellt.

Laboranalytisch erfolgt die Extraktion mit oxalsaurem NH4-Oxalat nach TAMM (1932), modifiziert nach SCHWERTMANN (1964) sowie MCKEAGUE & DAY (1966). Das pedogene Eisen bzw. Mangan wird mit Dithionit-Citrat nach der Methode von MEHRA & JACKSON (1960) extra-hiert. Beide Methoden sind u.a. in SCHLICHTING & BLUME (1966) sowie in UTTERMANN et al. (2000) beschrieben. Bei der Interpretation der Messergebnisse wird davon ausgegangen, dass mit zunehmender Alterung der Böden der relative Anteil von pedogenem Eisen und Mangan (Fed und Mnd) im Verhältnis zu den oxalatlöslichen Fraktionen (Feo und Mno) durch Kristallisation zunimmt. Das Feo/Fed- bzw. Mno/Mnd-Verhält-nis wird entsprechend kleiner.

Zahlreiche Untersuchungen haben gezeigt, dass alte tropische Böden meist sehr geringe Feo/Fed-Verhältnisse von <0,1 – bisweilen auch deutlich darunter – aufweisen, was auf eine fort-geschrittene Kristallisation von Goethit und Hä-matit zurückzuführen ist (CORNELL & SCHWERT-MANN 2003). In den B-Horizonten jüngerer Böden liegt das Verhältnis in der Regel über 0,1.

CORNELL & SCHWERTMANN (2003) geben für B-Horizonte unter humid temperierten Klimaten der Glazial- und Periglazialregionen Werte zwi-schen 0,2 und 0,4 an.

BLUME & SCHWERTMANN (1969) ermittelten für Braunerden und Podsole aus Löss Relationen in der gleichen Größenordnung, zum Teil auch etwas darüber (bis 0,5). Höhere Werte wurden bei Pseudogleyen festgestellt (bis 0,8), was auf eine Verlagerung und Anreicherung von Ses-quioxiden zurückzuführen ist. Die höchsten Feo/ Fed-Verhältnisse besitzen in der Regel Ah-Hori-zonte, da die organische Substanz die Kristalli-sation von Eisenoxiden behindert. Das gleiche Prinzip gilt auch für Mangan, wobei bei diesem auch andere Einflussfaktoren eine Rolle spielen. Dies erschwert die Interpretation, so dass Man-gan eher selten zur Altersbestimmung herange-zogen wird.

Ein besonderer Hinweis gilt den verwendeten Bodenklassifikationen. Die Bestimmung der Bo-

dentypen erfolgt nach der international gebräuch-lichen Bodenklassifikation der FAO-UNESCO (2001, 2002). Wenngleich diese im Gegensatz zur bodengenetischen Klassifikation der Deut-schen Bodenkundlichen Gesellschaft (AG Boden 2005) primär auf diagnostischen (morphologi-schen) Merkmalen basiert, eignet sie sich auch zur Darstellung bodengenetischer Sachverhalte.

Im Hinblick auf diese Arbeit ist das einzige Defizit der FAO-Klassifikation das Fehlen von „Kolluvisolen“ als ein durch Umlagerung ge-kennzeichneter Bodentyp. In der Bodenkundli-chen Kartieranleitung (AG BODEN 2005) werden hierunter Böden aus verlagertem humosen Mate-rial verstanden, wobei die Umlagerung anthropo-gen bedingt ist.

Die Information der Umlagerung und Sedi-mentation am Hang ist für die Fragestellung die-ser Arbeit von wesentlicher Bedeutung. Aller-dings lässt sich anhand der Profilmerkmale und Bodenanalysen nicht immer eindeutig klären, ob die Verlagerung von Bodenmaterial anthropo-gene oder natürliche Ursachen hat (z.B. ver-stärkte Abträge in klimatischen Instabilitätspha-sen). Aus diesem Grunde wird der Begriff „Kol-luvium“ in dieser Arbeit als eine Sedimentschicht aus umgelagertem Bodenmaterial definiert, unab-hängig davon, ob die Umlagerung anthropogen bedingt oder natürlichen Ursprungs ist. Die Ver-wendung des Begriffes entspricht der im anglo-phonen Sprachraum und ist nicht mit dem Bo-dentyp „Kolluvisol“ der Bodenkundlichen Kar-tieranleitung (AG BODEN 2005) gleichzusetzen. Gibt es eindeutige Hinweise für anthropogene Ursachen einer Umlagerung, so wird dies im Text entsprechend erläutert.

Zur Kennzeichnung kolluvial überprägter Bö-den wird das Horizontsymbol „M“ (abgeleitet aus der deutschen Klassifikation) als Ergänzung in Klammern beigefügt (z.B. Bw[M] für einen um-gelagerten Unterboden eines Cambisols). Alle verwendeten Kürzel der Bodenhorizonte nach der FAO-Klassifikation sind in Anhang 1.0 erläutert.

Die brasilianische Bodenklassifikation der EMBRAPA (1999) ähnelt der Klassifikation der FAO-UNESCO. Da den vorliegenden kleinmaß-stäblichen Bodenkarten sowie verschiedenen Un-tersuchungsergebnissen aus Brasilien die Boden-typenbezeichnungen der EMBRAPA zugrunde liegen, werden bei der Charakterisierung der Bö-den im Untersuchungsraum auch diese Typenbe-zeichnungen angegeben.

Schließlich bedarf auch die Verwendung der Begriffe Zersatz, Regolith, Saprolith, Grus, Lato-

Kapitel 3: Vorgehensweise 23 __________________________________________________________________________ sol, (gelb)brauner Boden und Decklehm einer Er-läuterung:

Zersatz: Hierunter wird der durch Verwitte-

rung bedingte Gesteinszersatz, unabhängig von seiner Beschaffenheit verstanden.

Regolith: Bezeichnet die gesamte Lockerma-

terialdecke über dem Saprolith oder Fest-gestein (Grus + Bodendecke). Der Regolith-mantel kann allochthon oder autochton ent-standen sein.

Saprolith: Der Begriff steht für das chemisch

zersetzte Gestein – im Untersuchungsraum verschiedene Granite und Gneisse – welches als autochthones Verwitterungsprodukt noch deutlich die Struktur des Ausgangsgesteins erkennen lässt. Entsprechend finden sich wi-derstandfähige Primärminerale (v.a. Quarz), daneben insbesondere Kaolinit als Produkt der Verwitterung von Feldspäten.

Grus: Hierunter sind kleine, eckig-kantige Ge-

steinstücke von 2 bis 6 mm Durchmesser zu verstehen, die bei der Verwitterung körniger Gesteine, wie Granit und Gneiss entstehen.

Latosol: Zusammenfassender Begriff für

nicht-plastische, meist rote bis gelbe Böden der Tropen und Subtropen auf Silikatgestein. Sie sind in erster Linie durch intensive chemi-sche Verwitterung mit einer Auswaschung der Kieselsäure, der Bildung kaolinitischer Ton-minerale sowie einer Anreicherung von Ses-quioxiden geprägt (LESER 2005).

(gelb)brauner Boden: Sammelbezeichnung

für Böden, die sich alleine aufgrund ihrer gelbbraunen bis brauen Farbe deutlich von den roten oder gelben Latosolen abgrenzen lassen (häufig Munsell-Farbwerte um 10YR 5/6 bis 7,5YR 4/4). Die Färbung ist durch einen hohen Anteil der Eisenminerals Goethit bedingt – im Gegensatz zum einem höheren Hämatitanteil der roten Böden. Humose, dun-kelbraune Waldböden werden nicht zu den (gelb)brauen Böden gezählt.

Decklehm: Hierunter wird ein (gelb)brauner

Boden verstanden, der von höheren Reliefpo-sitionen abgetragen wurde, in tieferen Lagen sedimentierte und dort ältere Sedimente über-deckt. Im Englischen existiert der gleichbe-deutende Begriff hill wash.

Untersuchungen in Waldstandorten des Nati-onalparks und der Fragmente Im Nationalpark „Serra dos Órgãos“ wurden Oberböden, Bodenprofile und Sedimente in ver-schiedenen Höhenstufen untersucht, um auf diese Weise Rückschlüsse auf Verwitterungsbedingun-gen, bodengenetische Prozesse, Nährstoffverhält-nisse und Stoffumlagerungen in Waldstandorten ziehen zu können.

Die Beprobungen erfolgten als Grabungen, Bohrungen sowie im Falle von Sedimenten an Aufschlüssen entlang von Wanderwegen in der Höhenstufe zwischen 1.000 und 2.100 m ü. M. Zudem wurden auch Waldstandorte der tieferen Lagen beprobt. Letztere befinden sich im von Guapimirim aus zugänglichen Teil der National-parks in der Höhenstufe zwischen 300 und 600 m ü. M. Zwischen 600 und 1000 m ü. M. war eine Beprobung von Waldstandorten aufgrund der eingeschränkten Zugänglichkeit und bestehender Schutzbestimmungen nicht möglich.

Die Auswahl der 20 x 20m großen Plots der botanischen Untersuchungen, in denen zahlreiche Bodenproben genommen wurden, erfolgte auf Grundlage einer vegetationskundlichen Vorstu-die, in der zwei Hauptexpositionen mittels Point-Centered Quarter-Methode (HOPKINS 1954) floristisch untersucht wurden. Die Plots reprä-sentieren floristisch unterschiedliche Waldgesell-schaften in verschiedenen Höhenstufen zwischen 1.000 und 1.600 m ü. M. (KACZMARCYK 2004, ENGELMANN 2005, SEELE 2005). Alle Standorte befinden sich im von Teresópolis zugänglichen Teil des Parks.

In den Plots wurden insgesamt 10 Oberböden (0-20cm) beprobt, weitere 3 Beprobungen er-folgten in den höheren Lagen des Nationalparks außerhalb der Plots. Hierbei handelt es sich um Ah-Horizonte von Wegprofilen.

Für die Oberböden wurden die standardmäßi-gen bodenchemischen Analysen sowie ausge-wählte Korngrößenanalysen durchgeführt (vgl. Tab. 2.3.1). Aufgrund der geringen Probezahl kamen keine statistischen Verfahren zur Anwen-dung (Korrelations- und Regressionsrechnungen sowie Tests), sondern es wurden lediglich Mit-telwerte und Standardabweichungen gebildet und zur Interpretation herangezogen.

Eine Analyse aller in Tabelle 2.3.1 darge-stellten Parameter war aus Kostengründen nicht für das gesamte Probenkollektiv möglich, so dass der Analyseumfang für die jeweilige Probe vorab festgelegt wurde. Neben den Laboranalysen er-folgte eine feldbodenkundliche Profilaufnahme

24 Kapitel 2: Vorgehensweise __________________________________________________________________________ und eine geomorphologische Standortcharakteri-sierung (siehe Anhang 1.3).

In den Waldfragmenten wurden innerhalb der Plots insgesamt vier Oberböden (0-20 cm) sowie acht Profile beprobt. Zwei weitere Profile wurden außerhalb der Plots aufgenommen. Analog zum Nationalpark erfolgten eine feldbodenkundliche Profilaufnahme sowie ausgewählte bodenchemi-sche und -physikalische Analysen für alle Stand-orte. Die Probenahmepunkte sind in Kap 2.2 dargestellt, der komplette Aufnahmebogen mit den Felduntersuchungen und Analyseergebnissen ist Anhang 1.4 zu entnehmen.

Ein Vergleich zwischen den Waldstandorten des Nationalparks und den Fragmenten ist auf-grund unterschiedlicher Standortbedingen nur bedingt möglich. So sind vor allem die topogra-phischen und die klimatischen Verhältnisse sehr unterschiedlich. Insbesondere das steilere Relief und die weitaus höheren Niederschläge in den Luv-Lagen des Nationalparks wirken sich maß-geblich auf die Bodeneigenschaften aus. Zudem lässt die stichprobenartige Bodenentnahme in einem relativ kleinen Teil des Parks Verallge-meinerungen nur mit Vorbehalt zu. Der Natio-nalpark ist jedoch die einzig verfügbare Referenz für naturnahe Waldgesellschaften und damit auch für relativ ungestörte Bodenprofile in der Region.

Untersuchungen im Einzugsgebiet des „Córrego Sujo“ Das Einzugsgebiet des Córrego Sujo wurde im Projekt BLUMEN als charakteristisches, land-wirtschaftlich genutztes Einzugsgebiet in der Region ausgewählt. Hier wurden verschiedene Untersuchungen zur land- und forstwirtschaftli-chen Nutzung durchgeführt, so dass auf umfang-reiche Daten zurückgegriffen werden konnte. Die Waldfragmente „Sorvete“ und „Maturano“ be-finden sich innerhalb des Einzugsgebietes.

Die geomorphologisch-bodengeographischen Felduntersuchungen im Rahmen dieser Arbeit fokussieren primär auf die jüngere Landschafts-geschichte mit der eine massive Zerstörung und Fragmentierung der Wälder und intensive Pro-zesse der Bodenerosion einhergingen. Sie basie-ren auf einer Auswertung von Einzelprofilen, Kausalprofilen nach dem Catena-Prinzip (MILNE 1935, 1936) sowie charakteristischen Abtrags- und Ablagerungsformen. Die Analysemethoden entsprechen den in Tabelle 2.3.1 dargestellten. Der Aufnahmebogen mit den Laboranalysen ist Anhang 1.5 zu entnehmen. Die für das Einzugs-gebiet des Córrego Sujo getroffenen Aussagen wurden in benachbarten Einzugsgebieten über-prüft.

2.3.2 Auswertung archäologischer und historischer Quellen

eben den geowissenschaftlichen Untersu-chungs- und Analysemethoden, mit denen

der anthropogene Einfluss indirekt über die nut-zungsbedingte Überformung der Landschaft im Gelände erfasst und bewertet werden konnte, wurden zur Rekonstruktion der anthropogenen Landschaftsgeschichte auch archäologische und historische Quellen mit dem Ziel ausgewertet, ein zeitlich und räumlich differenziertes Bild der Besiedlung, Landnutzung und Landschaftsdegra-dation im Untersuchungsraum zu zeichnen.

Die Auswertungen erfolgten auf verschiede-nen Maßstabsebenen, von der großräumigen Be-siedlung Südostbrasiliens bis zur regionalen und lokalen Landschaftsgeschichte. Die Darstellung der Ergebnisse ist entsprechend in prähistorische, vorkoloniale, postkoloniale und moderne Ent-wicklungen untergliedert. Hinsichtlich der groß-räumigen sowie der prähistorischen und vorkolo-nialen Besiedlung wird ausschließlich auf ar-

chäologische und historische Fachliteratur zu-rückgegriffen. Für die jüngere regionale und lo-kale Landschaftsgeschichte existiert solche Fach-literatur nur in sehr bescheidenem Maße. Daher wurde von Oktober bis Dezember 2006 eine Re-cherche vor Ort durchgeführt. Hierzu wurde in Bibliotheken in Rio de Janeiro und Teresópolis, in Museen und anderen öffentlichen Einrich-tungen, im Nationalpark „Serra dos Órgãos“ so-wie in Antiquariaten geforscht und umfang-reiches Material, wie „graue“ Literatur, histori-sche topographische Karten, Flurkarten, histori-sche Gemälde und Fotografien, zusammengetra-gen. Schließlich wurden auch Befragungen von Experten, Landwirten und anderen ortsansässigen Personen durchgeführt, um Informationen zur Landnutzung in jüngerer Vergangenheit zu er-halten. Insgesamt ergibt sich so ein recht guter Einblick in die Landschaftsgeschichte des Untersuchungsraumes.

N

Kapitel 3: Vorgehensweise 25 __________________________________________________________________________ 2.3.3 Landschaftsdynamik und sozioökonomische Triebkräfte

ie aktuelle Landnutzungsdynamik und die zugrunde liegenden sozioökonomischen

Triebkräfte wurden am Beispiel des Munizips Teresópolis untersucht. Grundlage für die Be-wertung der mit der Landnutzung einhergehen-den Veränderungen im Landschaftshaushalt ist wiederum das Beziehungsgefüge der Geofakto-ren.

Die Untersuchungen erfolgten auf zwei Maß-stabsebenen: auf Ebene des Munizips Teresópolis und auf Ebene des innerhalb des Munizips gele-genen Einzugsgebiets des Córrego Sujo.

Auf Munizipebene war die Identifikation grundsätzlicher Wirkungszusammenhänge zwi-schen Landnutzung, Landschaftsdegradation und sozioökonomischen Triebkräften von vorrangi-gem Interesse. Die Munizipebene eignet sich hierfür besonders, da sie die kleinste administra-tive Einheit ist, für die detaillierte sozioökonomi-sche Sekundärdaten zur Verfügung stehen.

Mittels Satellitenbildauswertung, Befahrun-gen und Felduntersuchungen wurden Formen und Prozesse der Landschaftsdegradation identifiziert und die Ursachen ermittelt. Dabei wurde beson-ders auf eine Trennung von natürlichen (z.B. hohe Niederschläge, hohe Reliefenergie) und an-thropogen bedingten Faktoren geachtet (z.B. Ent-waldung, unsachgemäße Nutzung). Für die de-

gradierten Flächen wurde bestimmt, ob es sich um aktuelle Degradationsformen bzw. Prozesse handelt oder solche, die durch eine historischen Nutzung (z.B. Kaffeeanbau) entstanden sind.

In einem weiteren Schritt wurden die Zusam-menhänge zwischen der Landschaftsdegradation und den sozioökonomischen Triebkräften analy-siert (vernetzte Problemanalyse). Während die Formen der Landschaftsdegradation im Gelände identifiziert und näher untersucht wurden, beruht die sozioökonomische Bewertung primär auf Sekundärdaten, vor allem zur Bevölkerungs- und Siedlungsentwicklung sowie auf Archivmaterial. Zudem ermöglichte der Vergleich von histori-schem Kartenmaterial mit aktuellen Satellitenbil-dern Aussagen zur infrastrukturellen Entwick-lung im Munizip Teresópolis.

Primärerhebungen wurden mit Ausnahme von Experteninterviews nicht durchgeführt. Das Un-tersuchungsschema auf Munizipebene ist in Ab-bildung 2.3.1 dargestellt.

Die Untersuchungen im Einzugsgebiet des Córrego Sujo fokussieren auf die kurz-, mittel- und langfristigen Wirkungen der vorherrschen-den Landnutzungen in der Region, insbesondere des Gemüsebaus, der Weidewirtschaft, des Obst-anbaus, der Forstwirtschaft und des Tourismus.

Abb. 2.3.1 Untersuchungsschema auf Ebene des Munizips Teresópolis

D

Qualitative Aufnahme und Lokalisation von Formen und Prozessen der Landschafts- und Bodendegradation.

Satellitenbildauswertung, Geländebefahrungen, Felduntersuchungen.

Bestimmung der aktuellen und Rekonstruktion der histori-schen Landnutzung im Be-reich degradierter Flächen. Identifikation der Wirkfaktoren (Situations- und Ursachen-analyse)

Geomorphologisch-bodengeo-graphische Felduntersuchun-gen, Auswertung von histori-schem Archivmaterial, Inter-views, v.a. von Landwirten und Ortskundigen.

Auswertung sozioökonomi-scher Sekundärdaten (Statis-tiken, Haushaltsbefragungen), wissenschaftliche und „graue“ Literatur, Sekundärdaten

Analyse der Zusammenhänge zwischen Landschafts- und Bodendegradation und der sozioökonomischen Entwick-lung (vernetzte Problem-analyse).

Arbeitsschritte

Methoden

26 Kapitel 2: Vorgehensweise __________________________________________________________________________ Im Zentrum der Betrachtungen stehen nutzungs-bedingte geomorphologische Prozessdynamiken (v.a. Bodenerosion und Rutschungen) und die damit einhergehenden Veränderungen des Land-schaftsbildes, der physikalischen und chemischen Bodeneigenschaften sowie des Wasserhaushalts.

Ein besonderes Augenmerk wurde auf die aktuellen Prozessdynamiken in Hang- und Auen-bereichen gerichtet. Unmittelbar daran ist die Frage geknüpft, wie sich die Nutzungsdynamik direkt und indirekt auf die Waldfragmente aus-wirkt. Dem Boden, als ein hochintegrales Ele-ment der Geoökosysteme kam bei der Bewertung der nutzungsbedingten Überformung der Land-schaft eine besondere Bedeutung zu, da die Nut-zung direkte Wirkungen auf die Bodeneigen-schaften und die morphodynamischen Prozesse hat. Die Erfassung dieser Merkmale und Prozesse dient der Vorhersage der zukünftigen Land-schaftsentwicklung und damit verbundener Nut-zungsprobleme.

Die Zusammenhänge zwischen den Degrada-tionsformen und der historischen Landnutzung wurden über historische Daten, die zur aktuellen

Landnutzung über eine im Rahmen des Projektes BLUMEN durchgeführte Landnutzungskartie-rung hergestellt. Letztere basiert auf IKONOS-Satellitenbildern aus dem Jahr 2001. Zur Aktuali-sierung und Verifizierung wurden in den Jahren 2004 und 2005 „Ground Truth“-Befahrungen durchgeführt.

Des Weiteren wurde im Rahmen der vorlie-genden Arbeit für das Einzugsgebiet ein digitales Geländemodell und darauf basierend eine Karte der Hangneigungsklassen erstellt. Anhand dieser Informationen, vorliegenden Niederschlagsdaten sowie im Feld erfassten Bodendaten wurden die Empfindlichkeit gegenüber Bodenerosion abge-leitet und Empfehlungen für eine angepasste Landnutzung aus Sicht des Erosionsschutzes aus-gesprochen.

Auf eine Erosionsberechnung nach der USLE-Formel (WISCHMEIER & SMITH 1962) wurde aufgrund fehlender flächendeckender Bodendaten sowie der bekannten Probleme bei der Anwen-dung der Formel in den feuchten Tropen ver-zichtet. Allerdings wurden einzelne Parameter der Formel zur Bewertung herangezogen.

Kapitel 3: Landschaftsraum 27 __________________________________________________________________________ 3 Der Landschaftsraum der Serra dos Órgãos 3.1 Naturräumliche Charakterisierung

3.1.1 Relief und Klima

er Untersuchungsraum erstreckt sich über verschiedene Höhenstufen von der Küsten-

ebene mit mittleren Höhen zwischen 20 und 50 m ü. M. bis zu den Gipfeln der Serra dos Órgãos, von denen der Pedra do Sino im gleichnamigen Nationalpark mit 2.263 m ü. M. der höchste ist (Abb. 3.1.1).

Der NO-SW streichende Gebirgszug der Serra dos Órgãos wirkt als Barriere für die vom Atlan-tik auf das Festland treffenden Luftmassen, so dass es im Luv unter vorherrschendem Passatein-fluss zu ausgiebigen Steigungsregen kommt. Dieser orographische Luvseiten-Effekt ist entlang der gesamten ostbrasilianischen Gebirgskette wirksam und der maßgebliche Grund dafür, dass die natürliche Vegetation von Regenwäldern dominiert wird.

Die mittleren Niederschläge variieren auch im Stadtgebiet von Rio de Janeiro aufgrund der be-wegten Topographie mit den steil aufragenden Felsformationen der Küstenzone sehr stark. Wäh-rend diese im Stadtzentrum bei rund 1.100 mm/a liegen, werden im Luv des Corcovado 2.100 mm/a erreicht (siehe Abb. 3.1.2).

In der flach bis welligen Küstenebene um die Guanabara-Bucht liegen die Niederschläge rela-tiv konstant zwischen 1.100 und 1.200 mm/a, steigen dann am Luv der Serra kontinuierlich mit der Höhe an und erreichen im Nationalpark „Serra dos Órgãos“ südlich bis südwestlich der Stadt Teresópolis mit rund 3.000 mm/a ihr abso-lutes Maximum.

Im Lee des Gebirges nehmen die Niederschläge recht schnell ab und betragen in Nova Friburgo lediglich noch rund 1.250 mm/a. In Richtung Norden und Westen wird es zunehmend trocke-ner, womit ein allmählicher Übergang zur savan-nenähnlichen Vegetation des Cerrado einhergeht.

Die Niederschlagsverteilung zeigt im gesam-ten Gebiet ein ausgeprägtes Maximum in den Sommermonaten zwischen November und März, in denen in Rio de Janeiro zwischen 90 und 160 mm, in Teresópolis und Petrópolis zwischen 200 und 300 mm und in Nova Friburgo zwischen 150 und 240 mm Niederschläge pro Monat fallen (Abb. 3.1.2). Demgegenüber sind die Wintermo-nate von Juni bis August die trockensten. In Rio de Janeiro und Teresópolis fallen dann zwischen 40 und 60 mm Niederschlag, während Petrópolis etwas feuchter, Nova Friburgo etwas trockener ist. Insbesondere in den Sommermonaten kommt es häufig zu Starkniederschlägen, die teils ver-heerende Katastrophen in Form von Rutschungen und Überschwemmungen mit sich bringen.

Die monatlichen Durchschnittstemperaturen liegen in der Küstenebene ganzjährig über 18°C. In Rio de Janeiro ist der Februar mit einer Durch-schnittstemperatur von 25,6°C der wärmste, der Juli mit 20,2°C der kälteste Monat. Im Gebirge sinken die Durchschnittstemperaturen deutlich mit der Höhe, sie betragen in den wärmsten Mo-naten Januar und Februar in den drei Gebirgs-städten Teresópolis, Petrópolis und Nova Fri-burgo um 21°C.

Abb. 3.1.1 Schematisches Höhenprofil der Region zwischen dem Atlantik und dem Tal des Paraiba do Sul, RJ (nachgezeichnet nach RUELLAN 1946; modifiziert von ALMEIDA & CARNEIRO 1998).

D

28 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________

Petrópolis894 m 17,7°C 2071mm

0,00

10,00

20,00

30,00

40,00

50,00

60,00

70,00

80,00

JUL

AUG

SEP

OKT

NOV

DEZ JAN

FEB

MAR

APR

MAI

JUN

0,00

20,00

40,00

60,00

80,00

100,00

120,00

140,00

160,00

Teresópolis873 m 17,7°C 1671mm

0,00

10,00

20,00

30,00

40,00

50,00

60,00

70,00

80,00

0,00

20,00

40,00

60,00

80,00

100,00

120,00

140,00

160,00

Rio de Janeiro31 m 22,6°C 1093mm

0,00

10,00

20,00

30,00

40,00

50,00

60,00

70,00

80,00

JUL

AUG

SEP

OKT

NOV

DEZ JAN

FEB

MAR

APR

MAI

JUN

0,00

20,00

40,00

60,00

80,00

100,00

120,00

140,00

160,00

Nova Friburgo856 m 17,9°C 1246mm

0,00

10,00

20,00

30,00

40,00

50,00

60,00

70,00

80,00

JUL

AUG

SEP

OKT

NOV

DEZ JAN

FEB

MAR

APR

MAI

JUN

0,00

20,00

40,00

60,00

80,00

100,00

120,00

140,00

160,00

Abb. 3.1.2 Isohyetenkarte und Klimadiagramme nach Walter

Quellen: Isohyetenkarte: Projeto Rio de Janeiro, Mapa de Isoietas totais anuais, 2000, Originalmaßstab 1:250.000 – Ausschnitt; Klimadiagramme nach Rohdaten von FAOCLIM (2000)

Jul Aug Sep Okt Nov Dez Jan Feb Mär Apr Mai Jun

40 30 20 10 0

°C mm

400

300

200

100

80

60

40

20

0 Jul Aug Sep Okt Nov Dez Jan Feb Mär Apr Mai Jun

°C

40 30 20 10 0

mm

400

300

200

100

80

60

40

20

0

°C

40 30 20 10 0

Jul Aug Sep Okt Nov Dez Jan Feb Mär Apr Mai Jun

mm

400

300

200

100

80

60

40

20

0 Jul Aug Sep Okt Nov Dez Jan Feb Mär Apr Mai Jun

mm

400

300

200

100

80

60

40

20

0

°C

40 30 20 10 0

Kapitel 3: Landschaftsraum 29 __________________________________________________________________________ Das im Sommer im Vergleich zur schwül-heißen Küstenebene deutlich kühlere Klima ist neben der landschaftlichen Schönheit ein Grund dafür, dass sich das Berggebiet schon früh zu einem beliebten saisonalen Urlaubs- und Wochenendre-fugium für die Mittel- und Oberschicht Rio de Janeiros entwickelt hat – und dies trotz reichhal-tiger Niederschläge und einer extrem hohen Luft-feuchtigkeit von 80 bis 90%.

Im Winter, wenn zeitweise polare Luftmassen nach Norden vordringen, kann es in der Höhe empfindlich kalt werden. Zwar beträgt die Durch-schnittstemperatur im kältesten Monat Juli in den Gebirgsstädten immerhin noch um 14°C, jedoch sind absolute Tiefstwerte von knapp über 0°C nicht ungewöhnlich; in Teresópolis wurde sogar ein absolutes Minimum von –1,4°C gemessen.

Entsprechend der klimatischen Ausprägung ist das Gebiet nach der Klimaklassifikation von Köppen-Geiger (aktualisiert von KOTTEK et al. 2006) zwei verschiedenen Klimazonen zuzuord-nen. Die Küstenebene um die Guanabara-Bucht gehört demnach bei Monatmitteltemperaturen von über 18°C und ausreichenden Niederschlä-gen in allen Monaten zum tropischen Af-Klima; in Richtung Nordosten (Cabo Frio, Campos) erfolgt der Übergang zum Aw-Klima mit trocke-nen Wintermonaten. Die kühlere Serra ist hinge-gen den warm-gemäßigten C-Klimaten zuzu-rechnen. Das Kerngebiet der Serra dos Órgãos ist dabei ganzjährig humid und sommerwarm (Cfa-Klima), in Richtung Nordosten wird es auch im Gebirge wintertrocken (Cwa-Klima).

3.1.2 Geologie

aturräumlich gehört das Untersuchungsge-biet zum brasilianischen Bergland, das zu-

sammen mit dem Bergland von Guyana eine der drei geologisch-morphologischen Großlandschaf-ten des südamerikanischen Kontinents bildet – die beiden anderen sind das Amazonastiefland und die Anden (ZEIL 1986).

Als stabiles präkambrisches Grundgebirge setzt sich das Bergland aus verschiedenen Krato-nen (Festlandskernen) zusammen, die sich nach SCHOBBENHAUS & BRITO NEVES (2003, modifi-ziert nach ALMEIDA 1976) in drei Hauptbereiche untergliedern lassen: den Guyana-Kraton (Guia-nas) zwischen dem Orinocco im Norden und dem Amazonas im Süden, den zentralen brasiliani-schen Schild (Brasil-Central) und den atlanti-schen Schild (Atlântico). Andere Autoren (u.a. ZEIL 1986, BORSDORF 2005) rechnen hingegen den atlantischen Schild bis auf dessen südlichsten Teil zum brasilianischen Schild, betrachten je-doch den kleinen Kern im Süden Uruguays (Rio de la Plata Kraton) als eigenständige Einheit.

Ungeachtet dieser verschiedenen Sichtweisen herrscht grundsätzlich Einigkeit darüber, dass die alte kristalline Plattform eine komplexe Zusam-mensetzung besitzt, die an eine Reihe von Wil-son-Zyklen geknüpft sind, die im Archaikum (ca. 3.500 Ma) begannen und im frühen Ordovizium (ca. 500-480 Ma) endeten (PETRI & FÚLFARO 1983, SCHOBBENHAUS & BRITO NEVES 2003). Als Ergebnis dieser Ereignisse entstand eine rie-sige kontinentale Landmasse, die im Paläozoi-

kum den Westteil Gondwanas darstellte und heute den größten Teil des außerandinen Süd-amerikas einnimmt (BORSDORF 2005).

Die jüngste Gebirgsbildungsphase im Bereich der „Mantiqueira Provinz“, die sich entlang der brasilianischen Ostküste vom südlichen Bahia im Norden bis an die uruguayanische Grenze im Süden erstreckt und damit auch die Gebirgsketten Serra do Mantiqueira und Serra do Mar umfasst, wird als „Brasiliano“ (ca. 880-520 Ma) bezeich-net. Diese teilt sich in drei Untereinheiten, von denen das „Brasiliano III“ die jüngste ist (ca. 600 Ma – 520 Ma; SILVA ET AL. 2005). In diese Zeit werden die (prätektonischen) Plutone der Serra dos Órgãos sowie die Gesteine der mar-kanten Berge Rio de Janeiros, des Corcovado und des Zuckerhutes, datiert (ca. 600-560 Ma; SILVA et al. 2003).

Nach der Stabilisierung des Kratons bestimm-ten im späten Paläozoikum und frühen Mesozoi-kum Erosion und Sedimentation das Geschehen. In diese Zeit fällt auch eine großräumige Verglet-scherung des heutigen Südostbrasiliens, die im ausgehenden Karbon und Perm einsetzt (FRAKES & CROWELL 1969, BIGARELLA 1991). Südameri-ka ist zu dieser Zeit Teil des Superkontinents Pangäa, der sich aus der Kollision der Großkonti-nente Gondwana und Euramerika im Karbon ge-bildet hat.

Mit dem beginnenden Auseinanderbrechen Pangääs im mittleren Jura zerfiel der Superkonti-nent unter der Ausbildung der Paratethys zu-

N

30 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________ nächst in die Großkontinente Laurasia und Gond-wana, ehe sich in der Kreide mit Öffnung des Südatlantiks dann auch Südamerika und Afrika voneinander trennten (ca. 100 Ma; PETRI & FÚL-FARO 1983) und sich die Kontinente in ihrer heu-tigen Gestalt zu formen begannen (TROMPETTE 1994). Im Zuge des Auseinanderdriftens, mit welchem ein intensiver Vulkanismus einherging, wurden im Süden des südamerikanischen Konti-nents mehrere hundert Meter mächtige Decken-basalte gefördert, die heute weite Teile Südbra-siliens, Uruguays, Paraguays und Nordost-Argen-tiniens bedecken (BEURLEN 1970, SCHOBBEN-HAUS et al. 1984, ZEIL 1986).

Am Ende der Unteren Kreide (Aptium/Albi-um) setzte dann südlich des São Francisco Kra-tons die Hebung der Serra do Mar und der Serra do Mantiqueira ein, die jedoch erst im Tertiär (spätes Eozän bis Oligozän) parallel zur Weitung des Atlantikbeckens ihre stärkste Kraft entfaltete

(ALMEIDA 1976, PETRI & FÚLFARO 1983, SCHOBBENHAUS et al. 1984).

Nach ALMEIDA (1976) kam es im Verlauf des Hebungsprozesses im Aptium/Albium (Untere Kreide) sowie zwischen Campanium (Obere Kreide) und Paläozän zu mehreren vulkanischen Intrusionen. Die bruchtektonische Heraushebung des Serra do Mar-Horstes und die gleichzeitige Absenkung des Paraíba-Grabens setzten im Oli-gozän/Miozän ein. Weitere Phasen stärkerer He-bung erfolgten im Pliozän und Quartär.

Auch heute ist eine Hebung und seismische Aktivität zu verzeichnen, allerdings in deutlich geringerer Intensität (RICCOMINI et al. 1989). Die tektonische Hebung im Känozoikum wurde von Phasen intensiver Verwitterung begleitet, von denen Einebnungsflächen entlang eines deutlich erkennbaren Höhengradienten sowie Inselberge, wie der Zuckerhut, zeugen (BIGARELLA 1991, SAFFORD 1999, SAFFORD & MARTINELLI 2000).

Abb. 3.1.3 Tektogenetische Karte des Bundesstaates Rio de Janeiro (nach Silva et al. 2003: Tectono-geologic sketch map of Rio de Janeiro State, modifiziert von MACHADO 1997 und SILVA et al. 2001)

Kapitel 3: Landschaftsraum 31 __________________________________________________________________________

Bild 3.1.1 Kristallines Gebirgsmassiv der Serra dos Órgãos

Petrographisch dominieren in den zentralen Hö-henzügen der Serra dos Órgãos präkambrische Granite und Gneise des Brasiliano III-Zyklus (ca. 570-560 Ma), die im Norden von Granitoiden des

Brasiliano II-Zyklus (ca. 630-600 Ma), im Süden von solchen des ältesten Brasiliano I-Zyklus ab-gelöst werden (ca. 840 Ma; siehe Abb. 3.1.3).

Als Festgesteinskörper tritt das Kristallin in den Bergmassiven zu Tage (Bild 3.1.1), ist aber ansonsten von verschieden mächtigen tertiären Verwitterungsdecken und jüngeren Bodenbildun-gen bedeckt.

In der Küstenebene ist das Kristallin tiefgrün-dig verwittert und bildet mächtige Regolithde-cken, die mehrere Zehner Meter Mächtigkeit er-reichen können.

Teile der Küstenebene östlich und nördlich der Guanabara-Bucht sind von känozoischen (überwiegend tertiären) Sedimenten bedeckt. Dieser Bereich liegt bereits außerhalb des Unter-suchungsraumes.

3.1.3 Böden

in Problem der Typologisierung von Böden sind die verschiedenen gebräuchlichen Klas-

sifikationen. International am weitesten verbreitet sind die US Soil Taxonomy (UNITED STATES DE-PARTMENT OF AGRICULTURE NATURAL RESOUR-CES CONSERVATION SERVICE – USDA 1999) und die „Major Soils of the World“ der FAO-UNESCO (2001/2002). In Brasilien wird hinge-gen die Klassifikation der Landwirtschaftsbehör-de EMBRAPA verwendet. Diese ist 1999 grund-legend überarbeitet worden, so dass sich in der älteren Literatur noch die alten Bezeichnungen finden. Die Situation wird zudem dadurch er-schwert, dass bei allen genannten Klassifikati-onen morphogenetische Zusammenhänge kaum oder nur teilweise berücksichtigt werden. Gerade diese sind jedoch für eine landschaftsgenetische Interpretation unverzichtbar.

In vielen Ländern existieren weitere, meist äl-tere Bezeichnungen für tropische Böden, die teil-weise aus der Kolonialzeit stammen und morpho-genetische Zusammenhänge stärker betonen.

In Deutschland finden sich so die Bezeich-nungen Rotlehm, Roterde und Latosol, die alle rote tropische Böden bezeichnen, unabhängig davon, ob eine Tonverlagerung stattgefunden hat oder nicht. Von diesen werden die Braunlehme durch primär farbliche Merkmale abgegrenzt. Weitere Ausführungen zu der Problematik finden sich u.a. bei SCHMIDT-LORENZ (1986).

In dieser Arbeit werden die Bezeichnungen der FAO-UNESCO (2001/2002) und der neuen brasilianischen Nomenklatur verwendet. Diese werden, wenn nötig, durch entsprechende Zu-sätze ergänzt, die eine morphogenetische Einord-nung ermöglichen (z.B. Cambisol [Kolluvium] oder Cambisol [in situ]).

Das Untersuchungsgebiet befindet sich im Randbereich der immerfeuchten Tropen und gehört nach SCHULTZ (2002) zur Acrisol-Zone, nach Weltbodenkarte der FAO / AGL (2003) zur Ferralsol-Acrisol-Nitisol-Zone. Bei allen drei Bodentypen handelt es sich um stark verwitterte, ausgelaugte Böden mit niedriger Kationenaus-tauschkapazität (KAK), die sich durch spezifi-sche Merkmale voneinander unterscheiden.

Ferralsole sind die zonalen Böden der immer-feuchten Tropen, die sich während langer Zeit-räume – in der Regel bis ins Tertiär zurückrei-chend – unter feuchtwarmen Bedingungen aus verschiedenen Ausgangsgesteinen unter Wald ge-bildet haben (SCHULTZ 2002). Der namengeben-de bodenbildende Prozess ist die Ferralisation, die eine Zerstörung der verwitterbaren Silikate durch Hydrolyse, eine intensive Auswaschung der Ionen (Desilifizierung) und eine relative An-reicherung von Sesquioxiden umfasst (ZECH & HINTERMAIER-ERHARDT 2002). Charakteristi-sche Merkmale sind die hellgelbe bis tiefrote Far-be, die durch den Prozess der Rubefizierung, ei-

E

32 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________ ner Anreicherung von Hämatit und seiner Vor-stufen hervorgerufen wird sowie eine tiefgrün-dige Verwitterung, eine Dominanz von Zwei-schichttonmineralen in der Tonfraktion (low acti-vity clays; v.a. Kaolinit [Al2Si2O5 (OH)4], dane-ben auch Halloysit [Al2Si2O5 (OH)4 * 2H2O]) und ein hoher Anteil an Sesquioxiden und anderen verwitterungsresistenten Oxiden (u.a. Zirkon, Ru-til) (FAO-UNESCO 2002). Nach Definition der FAO-UNESCO besitzt der diagnostische B-Horizont die folgenden Eigenschaften:

einen ferralitischen B-Horizont zwischen 25

cm und 2 m unter Geländeoberfläche, keine Tonanreicherung in Form eines „nitic“-

Horizonts (siehe Nitisole) oder „argic“-Horizonts (siehe Acrisole).

Charakteristisch sind weiterhin die Prozesse

der Plinthisation und Pseudosandbildung. Erste-rer beschreibt eine absolute Anreicherung von Sesquioxiden, die nach ZECH & HINTERMAIER-ERHARDT (2002: 93) typisch für Senken, Unter-hänge und Plateaus ist, wo unter Stau- oder Grundwassereinfluss bei niedrigem Redoxpoten-tial Sesquioxide mobilisiert und an anderer Stelle mit höherem Redoxpotential wieder ausgeschie-den werden. Dort können Verhärtungen entste-hen, die als Petroplinthit (früher Laterit) bezeich-net werden. Die Bildung von Pseudosand beruht auf der Reaktion von negativ geladenen low acti-vity clays und positiv geladenen Oxiden. Die Sesquioxide führen zu einer Verkittung der Tone, wodurch Pseudosand entsteht.

Ferralsole werden nach brasilianischer Bo-denklassifikation (EMBRAPA 1999) als Latos-solos, nach US Soil Taxonomy (USDA 1999) als Oxisols und in Deutschland als Latosole, Rot-lehme oder auch Roterden bezeichnet. Die dia-gnostischen Merkmale der Bodentypen stimmen in den verschiedenen Klassifikationen nicht im-mer exakt überein. Dies gilt auch für die verwen-deten Klassifikationen der FAO und EMBRAPA. Die Abweichungen sind jedoch in Bezug auf die im Untersuchungsraum vorherrschenden Boden-typen marginal und damit bei der allgemeinen Charakterisierung zu vernachlässigen.

Acrisole sind in ihrer Entwicklung weniger weit fortgeschritten als Ferralsole und der zonale Bodentyp der immerfeuchten Subtropen; sie do-minieren nach SCHULTZ (2002) aber auch im tropischen Kernbereich der Mata Altântica, wo sie nach FAO-UNESCO (2001/2002) mit Ferral-solen und Nitisolen vergesellschaftet sind. Im

Gegensatz zu den Ferralsolen besitzen sie einen diagnostischen Tonanreicherungshorizont, der auf den Prozess der Tonverlagerung (Lessivie-rung) zurückzuführen ist, weisen ansonsten aber relativ ähnliche Eigenschaften wie Ferralsole auf. Hierzu zählen die geringe Basensättigung, die Dominanz von Zweischicht-Tonmineralen (meist Kaolinit) und eine damit verbundene niedrige Kationenaustauschkapazität (KAK). Acrisole ent-sprechen in der brasilianischen Klassifikation den „Argissolos“, in der US Soil Taxonomy werden sie den „Red and Yellow Earths“ mit den Unter-gruppen Alfisols und Ultisols zugerechnet. Im deutschen Sprachraum werden sie nicht geson-dert ausgliedert und fallen daher unter die Lato-sole (bzw. Rotlehmen, -erden).

Nitisole (bras. Nitossolos) besitzen wie die Acrisole einen tonreichen Bt-Horizont („nitic“), der im Gegensatz zum „argic“-Horizont der Acri-sole einen Tongehalt von >30% und ein charakte-ristisches Polyedergefüge besitzt. Nach den Bo-denkarten der IBAMA und Projeto Rio de Janeiro (Abb. 3.1.4 und 3.1.5) kommen Nitisole im Un-tersuchungsraum nicht vor, so dass auf sie an dieser Stelle nicht vertiefend eingegangen wird.

Die Bodenkarte des IBGE (2001) zeigt, dass Ferralsole und Acrisole im Untersuchungsraum zwar verbreitet sind, flächenmäßig jedoch nicht dominieren. Vielmehr ist innerhalb des Untersu-chungsraumes eine deutliche Dreiteilung zu er-kennen. Demnach herrschen im Gebirge der Serra dos Órgãos, relativ junge, schwach entwi-ckelte Cambisole (Cambissolos, Braunerden) als intrazonaler Bodentyp vor, die mit Ferralsolen (Latossolos) vergesellschaftet sind. Nach Norden hin werden sie durch Ferralsole und rote Acrisole abgelöst, während im Bereich der Küstenebene um die Guanabara-Bucht rot-gelbe Acrisole und Ferralsole vorherrschen.

Ein maßstabsbedingt differenzierteres Bild er-gibt sich bei Betrachtung der Bodenkarte des Projeto Rio de Janeiro (Abb. 3.1.5), dem noch die alte brasilianische Bodenklassifikation zugrunde liegt. Auch hier zeigt sich ein Vorherrschen von Cambisolen in der Serra, wobei jedoch größere zusammenhängende Flächen innerhalb des Ge-birges von Ferralsolen eingenommen werden. Diese befinden sich vornehmlich im nördlichen Bereich, aber auch um die Städte Petrópolis, Te-resópolis und Nova Friburgo. Weiterhin finden sich in den Hochlagen des Gebirges junge, schwach entwickelte Leptosole (Neossolos litóli-cos, Syroseme) als azonale Bodenbildungen.

Kapitel 3: Landschaftsraum 33 __________________________________________________________________________

Im Untersuchungsraum vorkommende Böden:

CX

Cambisolos Háplicos Haplic Cambisols CX 3: dystric Cambisols + Ferralsols (dystric, red-yellow) CX 34: eutric Cambisols + Ferralsols (dystric, red-yellow)

PVA

Argissolos Vermelho-Amarelos Acrisols (red-yellow) PVA 14: Acrisols (dystric, red-yellow)+ Ferral-sols (dystric, yellow) + Ferralsols (dystric, red-yellow)

LVA

Latossolos Vermelho-Amarelos Ferralsols (red-yellow) LVA 9: Ferralsols (dystric, red-yellow) + dystric Cambisols

PV

Argissolos Vermelhos Acrisols (red) PV 1: Ferralsols (dystric)

Abb. 3.1.4 Bodengesellschaften im Bundesstaat RJ – Ausschnitt aus der Bodenkarte „Mapa de Solos do Brasil“, 1:5.000.000 (IBGE 2001) (Text überarbeitet; Klassifikationen: EMBRAPA und FAO)

Legende:

Latossolos – Ferralsole Gleissolos – Gleysole

Argissolos – Acrisole Planossolos – Planosols Cambissolos – Cambisols Neossolos alluviais – Fluvisols Neossolos Litólicos – Leptosols

Festgestein Anthropogen überprägte

Böden (Anthrosole)

Abb. 3.1.5 Böden der Serra dos Órgãos – Ausschnitt aus der Bodenkarte „Projeto Rio de Janeiro“, 1:500.000

(Orig. nach alter bras. Klassifikation der EMBRAPA; angepasst an die neue Klassifikation der EMBRAPA und FAO)

Teresópolis

Nova Friburgo

Petrópolis

Magé

34 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________ Im Bereich der Küstenebene zeigt die Bodenkarte des Projeto Rio de Janeiro ein sehr differenziertes Bild. Die nach IBGE vorherrschenden Acrisole sind demnach in der Küstenebene zwar weit ver-breitet (nach alter brasilianischer Klassifikation „Podzólicos Vermelhos Amarelos – Pva“), kom-men im Untersuchungsgebiet selbst jedoch nicht vor. Vielmehr dominieren im Streifen zwischen

dem Gebirge und der Guanabara-Bucht wiede-rum Ferralsole, die entlang der größeren Flüsse mit Fluvisolen (Neossolos Aluviais, Auen- und Schwemmlandböden) vergesellschaftet sind.

Kleinflächig sind in grundwasserbeeinflussten Bereichen zudem Gleysols (Gleissolos, Gleye) und unter Stauwassereinfluss auch Planosole (Planossolos, Pseudogleye) anzutreffen.

3.1.4 Hydrologie

ie Gebirgskette der Serra dos Órgãos ist die Wasserscheide für die nach Norden zum

Rio Paraíba do Sul und die nach Süden zum At-lantik hin entwässernden Fließgewässer. Sie teilt den Untersuchungsraum in zwei Haupteinzugs-gebiete, in das Einzugsgebiet des Rio Paraíba do Sul und das Einzugsgebiet der Guanabara-Bucht (Abb. 3.1.6: MRA 1 und MRA 6, Untereinzugs-gebiet 6/2).

Der Rio Paraíba do Sul entspringt in der Serra da Bocaina an der Grenze der Bundesstaaten São Paulo und Rio de Janeiro und fließt zunächst auf dem Gebiet des Bundesstaates São Paulo in Richtung WSW, ehe er nach rund 100 km die Fließrichtung ändert und fortan in Richtung OSO parallel zur Küste verläuft. Nach insgesamt 1.137 km mündet der Fluss bei Sao João da Barra im Norden des Bundesstaates Rio de Janeiro in den Atlantik.

Die wichtigsten Nebenflüsse des Rio Paraíba do Sul im Untersuchungsraum sind im Westen

der Rio Piabanha mit einer Länge von 75 km und einem Einzugsgebiet von 501 km² und im Osten der Rio Paquequer mit einer Länge von 60 km und einem Einzugsgebiet von 629 km² (SECRETARIA DE ESTADO DE MEIO AMBIENTE E DESENVOLVIMENTO SUSTENTÁVEL ESTADO RIO DE JANEIRO 2001). Letzterer entspringt am Fuße des „Pedra do Sino“ im Nationalpark „Serra dos Órgãos”. In den Rio Paquequer mündet der Rio Preto, als einer von zahlreichen kleineren Flüssen im nordöstlichen Hinterland von Teresópolis. Dieser wiederum wird vom Rio das Bengalas und vom Rio dos Frades gespeist. Der Rio Preto ist der Vorfluter für den Bach „Córrego Sujo“, in dessen Einzugsgebiet umfangreiche Untersu-chungen stattfanden (siehe Abb. 3.1.6).

Zur Atlantikseite entwässern mehrere kurze Flüsse in die Guanabara-Bucht. Im Bereich des Nationalpark „Serra dos Órgãos“ sind dies von West nach Ost der Rio Santo Aleixo, der Rio Bananal und der Rio Soberbo.

3.1.5 Flora und Fauna, Biodiversität

er Naturraum der Mata Atlântica verdankt seinen hohen Artenreichtum und Endemis-

mus verschiedenen Faktoren, insbesondere der enormen Nord-Süd-Ausdehnung, der großen Fläche sowie den verschiedenen Höhenstufen, die eine starke räumliche Variation der klimati-schen und edaphischen Verhältnisse sowie des Reliefs bedingen. Diese sind dafür verantwort-lich, dass die Mata Atlântica natürlicherweise aus einem Mosaik von Ökosystemen zusammenge-setzt ist, in dem Waldgesellschaften (tropische Regen- oder Feuchtwälder – Floresta Ombrófila, im Süden übergehend in saisonalen halbimmer-grünen Wald – Floresta Estacional Semideci-dual) einen Anteil von rund 75% der Gesamtflä-che einnehmen (SILVA & CASTELETI 2003).

Im Osten gehen die geschlossenen Wälder in Buschwälder (Cerradão) und Savannen (Cer-rado) – häufig als „Campos Cerrados“ zusam-mengefasst – im Nordosten in die Trocken- und Dornsavanne der Caatinga über. An peripheren Standorten finden sich innerhalb der Mata Atlân-tica Exklaven beider Ökosysteme (SILVA & CAS-TELETI 2003).

Als azonale und extrazonale Vegetationsein-heiten sind im Küstenbereich Mangroven, Salz-wiesen (Campos salinos) sowie Restingas (typi-scher Vegetationskomplex sandiger Strände) verbreitet, mit den jeweiligen Übergängen zu den regionalen Klimaxwäldern.

D

D

Kapitel 3: Landschaftsraum 35 __________________________________________________________________________

Abb. 3.1.6 Gewässernetze im Munizip Teresópolis und im Bundesstaat Rio de Janeiro (oben links); Quellen: Projekt BLUMEN (2002-2005) und Secretaria de Estado de Meio Ambiente e Desenvolvimento Sustentável Estado Rio de Janeiro (2001)

36 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________ In den Höhenlagen der Gebirge finden sich die „Campos de altitude“, Gebüschformationen und Grasfluren, die in exponierten Lagen die Wälder ablösen. Weiterhin sind die Vegetationseinheiten der Flussauen (Várzeas) sowie die Gras-Busch-steppe der „Campos limpos“ als verbreitete Ve-getationskomplexe zu nennen (MAACK 1968, VELOSO et al. 1991, RIZZINI 1997, RODERJAN 1999, SAFFORD 1999, WATZLAWICK ET AL. 2002, SILVA & CASTELETI 2003).

Die Variabilität der Ökosysteme und Stand-ortfaktoren alleine erklärt jedoch nicht die außer-ordentliche Artenvielfalt. Vielmehr ist für diese auch die klima- und vegetationsgeschichtliche Entwicklung verantwortlich. So konnte sich die Vegetation über sehr lange Zeiträume auf geolo-gisch relativ stabilen, präkambrischen Formatio-nen des Brasilianischen Schildes entwickeln (FITTKAU 1974), ohne dass geologische oder geomorphologische Prozesse zu erheblichen Ver-änderungen der Vegetation geführt hätten. Iso-liert von den Wäldern des Amazonas durch die offene Vegetation des Cerrado und der Caatinga und getrennt von den Wäldern der Andenregion durch die Trockenwälder und Dornbuschsavan-nen des Chaco konnten sich so einzigartige Biota mit einer Vielzahl endemischer Arten entwickeln (RIZZINI 1997, MYERS et al. 2000).

Als letzter wesentlicher Faktor müssen schließlich auch natürliche Klimaschwankungen in die Argumentation einbezogen werden, die in Warmzeiten ein Vordringen der Wälder, in Kalt-zeiten deren Rückzug bewirkt haben. So bestan-den unter wärmeren und feuchteren Bedingungen wahrscheinlich phytogeographische Verbindun-gen zum Amazonasgebiet und den Wäldern der Anden, in Kaltzeiten hingegen zur holarktischen Flora (PRUM 1988, RIZZINI 1997). Daher finden sich sowohl sehr alte Elemente, die mindestens bis ins Pliozän reichen, als auch jüngere, die in der Wende von Pleistozän zu Holozän eingewan-dert sein könnten (PRUM 1988, HACKETT & LEHN 1997).

Durch Eingriffe des Menschen wurden die Wälder zurückgedrängt und die Vegetation in ihrer Struktur stark verändert. Trotz dieser mas-siven Beeinträchtigungen über lange Zeiträume beheimaten die Biota der Mata Atlântica nach Angaben des CRITICAL ECOSYSTEM PARTNER-SHIP FUND (2001) gegenwärtig unter anderem ge-schätzte – 250 Säugetierarten (davon 55 endemisch, bei

den Primaten sogar mehr als 2/3) – 340 Amphibienarten (90 endemisch),

– 1.023 Vogelarten (188 endemisch) sowie – ca. 20.000 Baumarten (rund die Hälfte ende-

misch). Wenngleich man mit diesen Zahlen, ebenso wie mit anderen Schätzungen, die etwa besagen, dass 1-8% der gesamten Biodiversität unseres Plane-ten in der Mata Atlântica zu finden ist (SILVA & CASTELETI 2003), vorsichtig umgehen sollte, so verdeutlichen sie doch die biologische Vielfalt als solche.

Auf Grundlage der Anwesenheit endemischer Arten lässt sich der brasilianische Teil der Mata Atlântica in acht biogeographische Subregionen untergliedern, die sowohl hinsichtlich der Anzahl endemischer Arten als auch des Waldanteils sehr unterschiedlich sind. Die Serra do Mar mit der Serra dos Órgãos besitzt dabei den höchsten Waldanteil von 30% sowie die höchste Konzent-ration bedrohter endemischer Vogelarten. Hinzu kommen mit dem Goldgelben Löwenäffchen (Leontopithecus rosalia) und dem Schwarzkopf-löwenäffchen (Leontopithecus caissara) zwei endemische Primatenarten (GALINDO-LEAL & DE GUSMÃO CÂMARA 2003).

Vegetationsgeographisch schlägt SCHULTZ (2000, 2002) den nördlichen Teil des Serra do Mar Korridors mit der Serra dos Órgãos (bis ca. 30° südlicher Breite) in seiner ökozonalen Glie-derung der Erde als Exklave den „immerfeuchten Tropen“ zu.

Eine ähnliche Auffassung vertreten auch WALTER & BRECKLE (2004), die das Kerngebiet dem „Zonobiom des äquatorialen humiden Ta-geszeitenklimas mit immergrünem tropischen Re-genwald“ zuordnen. Allerdings fassen sie dieses Gebiet kleiner und definieren weite Teile im Sü-den (südlicher Teil des Bundesstaates São Paulo und Bundesstaat Paraná) sowie kleinere Bereiche zwischen Niterói und Campos – unmittelbar öst-lich des Untersuchungsgebietes – als Übergangs-bereiche zum „Zonobiom des warmtemperierten humiden Klimas“.

Die auf der Atlantikseite erhaltenen Regen-wälder lassen sich schematisch nach ihrer Struk-tur in Regenwälder der Tieflagen (bis etwa 50 m ü. M.), sowie in submontane (50 bis 500 m ü. M.), montane (500 bis 1500 m ü. M.) und hoch-montane Regenwälder (über 1500 m ü. M.) unter-gliedern. In den höchsten Lagen werden die Wäl-der von der natürlichen Vegetation der „Campos de Altitude“ abgelöst.

Im Bereich der Felsstandorte findet sich eine charakteristische, überwiegend aus Bromelien-gewächsen (Bromeliaceae) der Gattungen Bro-

Kapitel 3: Landschaftsraum 37 __________________________________________________________________________ melioideae und Tillandsioideae sowie Kakteen-gewächsen (Cactaceae) aufgebaute Vegetation (POREMBSKI et al. 1998; siehe Bild 3.1.4).

Im Lee der Serra und in der Küstenebene sind die ehemals geschlossenen Waldflächen so stark zurückgedrängt worden, dass heute nur noch kleine Waldfragmente in einer ansonsten agra-risch geprägten Landschaft erhalten sind (siehe Bild 3.1.5). Diese Fragmente besitzen jedoch eine

große Bedeutung als Trittsteinbiotope (VIANA & TABANEZ 1996).

In Richtung Norden (Bundesstaat Minas Ge-rais) gehen die Wälder in die trockenere Savan-nenvegetation des Cerrado über, der sich nach COUTINHO (1982) in verschiedene sogenannte Campos-Typen untergliedern lässt, zwischen denen es enge Verbindungen und Übergänge gibt (Abb. 3.1.7).

Bild 3.1.2 Bergregenwald oberhalb von 1.000 m ü. M. im Nationalpark „Serra dos Órgãos“ (oben links)

Bild 3.1.3 Grasvegetation der „Campos des Altitude“ (rechts oben)

Bild 3.1.4 Felsvegetation auf Inselbergen im Hinterland von Teresópolis (unten links)

Bild 3.1.5 Waldfragment im Weideland am Rio das Bengalas (unten rechts)

38 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________

Abb. 3.1.7 Cerrado-Typen (nach COUTINHO 1982)

3.2 Landnutzung

3.2.1 Land- und Forstwirtschaft

as Bergland zwischen Teresópolis und Nova Friburgo ist land- und forstwirtschaftlich

durch ein Mosaik von Weideland, Acker-, Ge-müse- und Obstbauflächen, Brachen, Aufforstun-gen (v.a. Eukalyptus und Pinus), Pferdekoppeln und Waldfragmenten charakterisiert. Von unter-geordneter Bedeutung ist die kleinflächig prakti-zierte Ziegenwirtschaft.

Die weitaus größten Flächenanteile nimmt die Weidewirtschaft in Anspruch, die die vorherr-schende Nutzungsform im Bereich von mittel bis stark geneigten Hängen und Kuppen darstellt (Bild 3.2.1), aber auch in nicht meliorierten Au-enbereichen weit verbreitet ist. Die Bewirtschaf-tungsintensität ist im Untersuchungsraum sehr unterschiedlich. Für das Einzugsgebiet des Córre-go Sujo gibt TORRICO (2006) einen durchschnitt-lichen Viehbesatz von 1,1 GVE/ha an und weist gleichzeitig auf die breite Streuung von 0,2 GVE/ha bis 6,7 GVE/ha hin.

Zwischen Teresópolis und Bom Sucesso folgt die Bundesstraße RJ-130 dem Verlauf verschie-dener Talungen (u.a. des Córrego Boa Fé, Rio das Bengalas, Córrego Vista Alegre und Rio For-mosa). Von der Bundesstraße zweigen zahlreiche nachgeordnete Straßen ab, die vorwiegend dem Verlauf von Fließgewässern folgen. Entlang die-ser Flüsse und Bäche entwickelte sich in den Ta-lungen und intramontanen Becken ein intensiver Acker-, Gemüse- und Obstbau (Bild 3.2.2). Sol-che intensiv genutzten Täler sind die Rio das Bengalas, des Córrego Sujo und des Rio Formi-ga, in denen geomorphologisch-bodengeographi-sche Untersuchungen durchgeführt wurden.

Die Produktionssysteme sind durch eine in-tensive, kleinflächige Nutzung auf meist bewäs-serten Flächen gekennzeichnet (siehe Bild 3.2.7). TORRICO (2006) unterscheidet für das Einzugs-gebiet des Córrego Sujo fünf Hauptproduktions-systeme:

1. Blattgemüse, unter anderem verschiedene Sa-

late, Kohlsorten und Spinat (rund 58% aller Einheiten);

2. Fruchtgemüse, wie Tomaten, Gurken, Papri-ka, Okraschoten, Kürbisse und Zucchini (rund 20%); die Aufzucht erfolgt zum Teil in Glas-häusern;

3. Kombinierte Systeme aus Blatt- und Frucht-gemüsen (rund 15%);

4. Dauerkulturen, vor allem Zitrusfrüchte (Man-darinen) (rund 5%);

5. Ökologische Landbausysteme mit einem Flä-chenanteil von weniger als 2%.

Die wichtigsten Anbauprodukte in den Munizi-pien Teresópolis und Petrópolis waren im Jahr 2005 verschiedene Gemüsesorten (Kohl, Salat, Chayote, Tomate, Spinat, Kresse, u.a.) sowie Zitrusfrüchte, insbesondere Mandarinen (Bild 3.2.3). Eine Zusammenstellung der Kulturen fin-det sich in Anhang 2.0. Die Region zwischen Te-resópolis und Nova Friburgo ist ein bedeutender landwirtschaftlicher Produktionsstandort sowohl für die lokale Versorgung als insbesondere auch für die Metropole Rio de Janeiro, wo mehr als 90% der Erzeugnisse vermarktet werden (TORRI-CO, mündliche Mitteilung). Die hohe Nachfrage

D

Kapitel 3: Landschaftsraum 39 __________________________________________________________________________ an Gemüse führt zu einer Ausdehnung der Nutz-flächen, wobei zunehmend steilere, erosionsge-fährdete Hanglagen in Kultur genommen werden.

Hohe Gaben an mineralischen und organi-schen Düngern sowie ein intensiver Einsatz von Pflanzenschutzmitteln sind typisch für alle Ge-müseanbausysteme der Region. Als Folge der

hohen Permeabilität und des geringen Absorpti-onsvermögens der meist sandigen Böden kommt es zu hohen Auswaschungsverlusten. Diese be-dingen hohe Nähr- und Schadstoffbelastungen der Fließgewässer und damit eine sehr bedenkli-che Wasserqualität in den Gemeinden der Gemü-sebauregion (SANTOS, mündliche Mitteilung).

Bilder 3.2.1 Häufiges Nutzungsmuster: Gemüsebau in

Talung, Weide am Unterhang und zur Kuppe hin anschließendes Waldfragment (bei Venda Nova, Munizip Teresópolis)

3.2.2: Bewässerungsfeldbau in einem intramontanen Becken im Munizip Teresópolis

3.2.3: Agrumenanbau in steiler Hanglage, im Vordergrund Capoeira

3.2.4: Eukalyptuspflanzung am Hang im Tal des Córrego Sujo

3.2.5: Junges Waldfragment mit Übergang zur Ca-poeira im Kuppenbereich

3.2.6 Waldfragment „David“

40 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________ In jüngster Zeit werden verstärkt ehemalige Wei-deflächen und Brachen mit Eukalyptus- und Pinus-Arten aufgeforstet (Bild 3.2.4). Vor allem entlang der Hauptverkehrsachsen zwischen Tere-sópolis und Nova Friburgo (RJ-130) sowie Tere-sópolis und Além Paraiba (BR-116) sind bereits größere Eukalyptus-Aufforstungen entstanden. In den kleineren Seitentälern spielen sie flächenmä-ßig bislang allerdings noch eine untergeordnete Rolle. Die hohe Nachfrage an Holz und die ent-sprechend hohen Marktpreise könnten in näherer Zukunft jedoch zu einer deutlichen Ausweitung der forstwirtschaftlich genutzten Flächen auch in den Seitentälern führen.

Bild 3.2.7 Bewässerungsfeldbau im Tal des Córrego

Sujo Mehr oder minder stark verbuschte Brachflächen (Capoeiras), dominiert von Gräsern, Farnen oder Gehölzen, teils mit Palmen (v.a. der Gattung Attalea) bestanden, nehmen große Flächenanteile ein (Bild 3.2.5). Diese Flächen werden zur Wei-denutzung oder zum Freihalten der Flächen für eine spätere Nutzung abgebrannt.

Die Waldfragmente finden sich primär in Hanglagen, seltener in Kuppen und nur aus-nahmsweise in flachen Tallagen und Becken (Bild 3.2.6). Die Flächengröße, die Struktur, das jeweilige Entwicklungsstadium und die Nut-zungsintensität der Fragmente variieren stark. Im Jahr 2006 nehmen die rund 200 Fragmente im Einzugsgebiet des Córrego Sujo einen Anteil von rund 26% der Gesamtfläche ein. Kleinere Frag-mente erreichen dabei gerade einmal 1 ha, grö-ßere, wie das untersuchte Fragment „Sorvete“, immerhin rund 60 ha und mehr. Sehr häufig ent-springen Quellen in den Fragmenten.

Nach der Struktur und Artenzusammenset-zung lassen sich die Fragmente in vier Sukzessi-onsstadien unterteilen:

(1) In jungen Fragmenten findet sich noch ein hoher Anteil an Gräsern und Sträuchern, die Wuchshöhe der Gehölze ist relativ gering (bis zu 5 m), die Kronendachöffnung weit, Epiphyten fehlen und Pionierarten dominieren. Charakteris-tisch sind u.a. die Gattungen Piptadenia und Cecropia (THIER 2006); (2, 3) Mit zunehmendem Alter nehmen Wuchs-höhen und Stammdurchmesser zu und das Kro-nendach schließt sich, womit weniger Licht für den Unterwuchs zur Verfügung steht. Diese Übergangsphase zwischen dem Pionierstadium und der Klimaxgesellschaft kann in ein frühes (2) und spätes (3) Sekundärstadium untergliedert werden. In deren Verlauf gesellen sich zu den Pioniergehölzen zunehmend weitere Baumarten (u.a. aus den Familien Annonaceae, Flacourtia-ceae, Lauraceae, Leguminosae, Melastomata-ceae, Meliaceae, Nyctaginaceae und Rubiaceae; THIER 2006) und Epiphyten und Lianen gewin-nen mehr und mehr an Bedeutung. (4) Die Vegetationsstruktur und Zusammenset-zung geht allmählich in das Klimaxstadium über, welches im Untersuchungsgebiet nur in den grö-ßeren zusammenhängenden Waldflächen des Nationalparks repräsentiert ist.

Innerhalb der Fragmente finden sich häufig

ältere und jüngere Bestände, sowie solche, die mehr oder minder stark vom Menschen genutzt werden. Typische Nutzungen in den Fragmenten sind nach eigenen Beobachtungen und Befragun-gen: die Waldweide, eine Entnahme von Holz als Baumaterial oder Brennholz, das Sammeln von Früchten und Medizinalpflanzen, eine Entnahme von Epiphyten als Zierpflanzen sowie die Jagd von Vögeln und Wild. Zudem erfolgte ein sele-ktiver Einschlag von hochwertigen Hölzern, der dazu geführt hat, dass verschiedene Baumarten heute in den Fragmenten stark zurückgedrängt oder gänzlich verschwunden sind.

Während im Bereich der steilen, dem Atlantik zugewandten Hänge große, zusammenhängende Waldbestände erhalten sind und nur kleinflächig Landwirtschaft betrieben wird, werden der Ge-birgsfuß und die anschließende Küstenebene schon seit langer Zeit großräumig bewirtschaftet. Im Untersuchungsraum dominieren heute flä-chenmäßig die Weidewirtschaft, tropischer Feld-bau, Plantagenwirtschaft (v.a. Kokospalmen), daneben lokal auch Pferdezucht. Der früher sehr bedeutsame Anbau von Zuckerrohr und Kaffee spielt heute keine Rolle mehr. Die wichtigsten

Kapitel 3: Landschaftsraum 41 __________________________________________________________________________ Anbaukulturen in den Munizipien Magé, Guapi-mirim und Cachoeiras de Macacu sind Anhang 2 zu entnehmen.

Die Hänge und Kuppen des Vorgebirges sind zu einem großen Teil bewaldet. In der Küsten-

ebene finden sich hingegen nur wenige, kleine Waldfragmente, oftmals auf den Kuppen der „halben Orangen“ (vgl. Kap. 4.1.5). Lineare Ge-hölzstrukturen sind zudem entlang der Flüsse ausgeprägt.

3.2.2 Verkehrs- und Siedlungsflächen

berregional bedeutsame Verkehrsachsen des Fernverkehrs, die durch den Untersuchungs-

raum verlaufen sind: Die BR-040, die Rio de Janeiro mit Belo

Horizonte (Minas Gerais) und der Hauptstadt Brasilia verbindet. Sie tangiert den westlichen Teil des Untersuchungsraumes mit Petrópolis und Itaipava.

Die BR-116 als die küstenparallel verlaufende Hauptverkehrsachse Brasiliens, die sich von der Landesgrenze mit Uruguay im Süden bis nach Fortaleza im Norden auf einer Länge von 4.385 km erstreckt. Innerhalb des Unter-suchungsraumes kreuzt sie die BR-040 zwi-schen Rio de Janeiro und Petrópolis und ver-läuft weiter in Richtung Norden, vorbei an Magé, Guapimirim, Teresópolis und weiter in Richtung Além Paraiba an der Grenze zu Mi-nas Gerais.

Verkehrsachsen mit regionaler Bedeutung sind: die RJ-130, als Verbindungsachse zwischen

Teresópolis und Nova Friburgo, die RJ-122 und RJ-116, welche die Verbin-

dung zwischen Guapimirim und Cachoeiras

de Macacu am Fuße der Serra und Nova Fri-burgo sicherstellen, sowie

die BR-495, die Teresópolis und Itaipava ver-bindet und vor Fertigstellung der BR-116 die Hauptverbindung zwischen Rio de Janeiro und Teresópolis war.

In der Gebirgsregion nehmen die drei Muni-

ziphauptstädte Petrópolis, Teresópolis und Nova Friburgo die Funktionen von Mittelzentren wahr. Am Fuße des Gebirges kommt diese Funktion den Städten Magé, Guapimirim und Cachoeiras de Macacu zu, wobei die beiden letztgenannten im Hinblick auf die städtischen Funktionen eher die Merkmale von Unterzentren besitzen.

Unterzentren und größere Siedlungen kon-zentrieren sich primär entlang der genannten Verbindungsachsen zwischen den Mittelzentren. Von diesen Straßen zweigen zahlreiche nachge-ordnete Straßen und unbefestigte Wege ab. Im Gebirge folgen diese meist Flüssen und größeren Bächen und erschließen so die landwirtschaftlich geprägten Seitentäler.

Als größere Orte sind im Untersuchungsraum neben den genannten Muniziphauptstädten die Kommunen Itaipava, Cascatinha, Santo Aleixo und Vale do Bonsucesso zu nennen.

3.2.3 Tourismus und Erholung

ie dominierende Tourismusform in der Bergregion der Serra dos Órgãos ist nach

Untersuchungen von KAHLERT (2004) der Hoch-preis-Wochenendtourismus. Dabei mischen sich vornehmlich nationale Hotelgäste mit Wochen-endbesuchern, die überwiegend aus der Stadt oder dem Bundesstaat Rio de Janeiro stammen und meist in Wochenenddomizilen oder Ferien-wohnungen übernachten. Charakteristisch sind Condominio-Siedlungen, die sowohl in den Städ-ten als auch im ländlichen Raum zu finden sind.

Die jährliche Besucherzahl im Nationalpark „Serra dos Órgãos“ lag in den Jahren von 1995 bis 2005 zwischen ca. 20.000 und 75.000 (http://www.ibama.gov.br/parnaso). Im Jahr 2005 stammten 73% der Parkbesucher aus dem Bun-desstaat Rio de Janeiro und weitere 17% aus anderen brasilianischen Bundesstaaten, während der Anteil internationaler Touristen lediglich 10% betrug (mdl. Mitteilung der Parkleitung).

Im Munizip Teresópolis konzentriert sich die Tourismusinfrastruktur auf die Stadt selbst sowie

Ü

D

42 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________ auf das nordöstliche Hinterland. Insbesondere entlang der RJ-130 Teresópolis – Nova Friburgo, die den Status einer touristischen Panorama-Straße besitzt, haben sich zahlreiche größere Hotel-Fazendas, Ressorts und Condominio-Sied-lungen angesiedelt. Weitere Einrichtungen sind im Aufbau.

Die große Bedeutung der Condominio-Sied-lungen spiegelt sich besonders im Anteil der Zweit- und Wochenendwohnungen an der Ge-samtzahl der Wohnungen wieder. Bei der letzten landesweiten Erhebung im Jahr 2000 betrug die Gesamtzahl der Condominio-Wohnungen im Munizip Teresópolis annähernd 12.000, was ei-nem Anteil von 19,8% aller Wohnungen ent-spricht (FUNDAÇÃO CIDE 2002). Für die Frage-stellung dieser Arbeit sind die Condominio-Siedlungen im ländlichen Raum von besonderem Interesse, da mit ihrer Errichtung meist Rodun-gen und ein großer Flächenverbrauch einherge-hen.

Im Vergleich zu den Condominios ist die Zahl der Hotels gering. Im Jahr 2004 lag sie sie im Munizip Teresópolis bei 46, in Petrópolis bei 69

und in Guapimirim bei 4 (FUNDAÇÃO CIDE 2007). Die Bettenzahl aller Beherbergungsein-richtungen betrug 2003 im Munizip Teresópolis 4.200, wovon 1.700 Betten auf Hotel- und Pensi-onsunterkünfte in der Stadt, 1.500 auf solche auf dem Land und 1.000 Betten auf Clubeinrichtun-gen und Sanatorien ohne nähere Ortsangabe ent-fielen (PREFEITURA DE TERESÓPOLIS 2003).

Bei den Einrichtungen im ländlichen Raum des Munizips Teresópolis handelt es sich um Hotel-Fazendas und kleinere Privat-Pensionen (Pousadas). Erstgenannte stellen mit 1.200 Bet-ten 75% aller Unterkünfte (PREFEITURA DE TERESÓPOLIS 2003). Die Hotel-Fazendas befin-den sich in landschaftlich reizvollen Gebieten mit einer guten Verkehrsanbindung. Vier größere Hotel-Fazendas liegen unmittelbar an der RJ-130, fünf weitere in Seitentälern, die von der RJ-130 gut erreichbar sind, sowie eine an der BR-116 am Rio Paquequer. Bei allen Hotels handelt es sich um Einrichtungen des Hochpreistouris-mus mit vorwiegend inländischem Publikum, von dem rund 75% aus dem Bundesstaat Rio de Ja-neiro selbst stammen.

3.2.4 Sonstige Nutzungen

ewerbe- und Industrie sind im Untersu-chungsraum zwar bedeutende Wirtschafts-

faktoren, in Bezug auf den Flächenverbrauch sowie die Landschafts- und Bodendegradation ist ihre Wirkung zumindest außerhalb der Mittel-zentren jedoch als relativ gering einzustufen. Im vertieft untersuchten Munizip Teresópolis finden sich kleinere Gewerbeansiedlungen außerhalb des Stadtbereiches vor allem entlang der BR-116

und der RJ-130. Weiterhin sind ein Golfplatz und ein Expo-Gelände an der RJ-130 zu nennen. Der Bergbau ist hinsichtlich der Landschaft- und Bodendegradation gleichfalls nur von unterge-ordneter Bedeutung. An der BR-116 bei Guapi-mirim findet sich ein größerer Steinbruch, zudem wird an verschiedenen Stellen kleinräumig Saprolith abgebaut, der unter anderem zur Aus-besserung von Straßen verwendet wird.

3.2.5 Schutzgebietsmanagement

er hohe Verlust von Lebensräumen und Arten in der Mata Atlântica haben zu ver-

stärkten Initiativen zum Schutz und zur Vernet-zung der verbliebenen Habitate geführt. Die Be-mühungen zur Einrichtung biologischer Korri-dore basieren auf wissenschaftlichen Erkenntnis-sen, die positive Wirkungen auf die Verbreitung von Tier- und Pflanzarten durch großräumige Vernetzungsstrukturen konstatieren (SUTCLIFFE & THOMAS 1996; HADDAD 1999a, 1999b, HALE et al. 2001). So ermöglichen Korridore die Auf-

rechterhaltung oder Wiederaufnahme von Wan-derbewegungen, fördern die Bestäubung und Samenausbreitung und wirken so entscheidend einer lokalen Ausrottung von Arten entgegen (TILMAN et al. 1997; AARS & IMS 1999, TWEKSBURY et al. 2002).

In Brasilien ist die dem Umweltministerium (Ministério de Meio Ambiente) angegliederte staatliche Behörde IBAMA (Instituto Brasileiro do Meio Ambiente e dos Recursos Naturais Re-nováveis) für die Erhaltung und das Management

G

D

Kapitel 3: Landschaftsraum 43 __________________________________________________________________________ der Naturressourcen, und damit die Einrichtung der Korridore, zuständig. Im Bereich des Unter-suchungsraumes arbeiten die IBAMA und die ihr unterstellte Nationalparkverwaltung an einem Schutzgebietssystem, welches als Teil des „Serra do Mar“-Korridors in West-Ost-Richtung die verbliebenen Waldflächen in der Serra dos Órgãos miteinander verbindet und in dessen Zen-trum der Nationalpark steht (Abb. 3.2.1).

Der Nationalpark „Serra dos Órgãos“ (Parque Nacional da Serra dos Órgãos – PARNASO) ist gemäß Dekret Nr. 1822 seit dem ersten 30.11.1939 als solcher anerkannt. Mit der Schaf-fung des Parks soll der Schutz der verbliebenen Wald- und Hochgebirgsökosysteme, die durch einen sehr hohen Anteil endemischer Arten ge-kennzeichnet sind, gewährleistet werden (IBA-MA 2004). Gegenwärtig umfasst der Park eine Fläche von 110 km², die administrativ den Muni-zipien Teresópolis (Flächenanteil:13,4%), Petró-polis (43,0%), Magé (17,7%) und Guapimirim (25,9%) zuzuordnen sind.

Der Haupteingang des Parks mit Parkverwal-tung und Besucherzentrum befindet sich an der

BR-116 am Ortseingang der Stadt Teresópolis. Weitere, weniger stark frequentierte Eingänge gibt es an der BR-116 im Munizip Guapimirim sowie in Petrópolis. Letzterer ist abgelegen und mit dem Auto aufgrund schlechter Fahrbahn und Beschilderung nur schwer erreichbar. Er wird überwiegend von Wanderern genutzt, die den Höhenwanderweg von Teresópolis nach Petró-polis (Travessia) begehen.

Die Höhenstufen reichen innerhalb des Park-gebietes von 200 m ü. M. bis auf 2.263 m ü. M., dem Gipfel des Pedra do Sino. Bedingt durch die mit den Höhenstufen wechselnden klimatischen, edaphischen und hydrologischen Verhältnisse sowie das ausgeprägte Relief beherbergt der Park eine mannigfaltige, kleinräumig wechselnde Ve-getation, die wiederum Lebensraum für eine Vielzahl von Tierarten ist.

Der Managementplan des Parks aus dem Jahr 1980 untergliedert das Parkgebiet in sieben Zo-nen unterschiedlicher Eingriffsintensitäten, die von einer intensiven Nutzung im Bereich der Parkinfrastruktur bis zu Ruhezonen ohne direkten anthropogenen Einfluss reichen.

Abb. 3.2.1 Schutzgebietssystem in der Serra dos Órgãos (nach „Plano de Manejo“ der IBAMA; unveröffentlicht,

in Bearbeitung)

44 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________ Im neuen Managementplan, der zur Zeit der Be-arbeitung dieser Arbeit kurz vor der Fertigstel-lung war, werden neun Zonen ausgewiesen wer-den. Der flächenmäßig weitaus größte Teil des Parks (>80 %) ist für Besucher nicht zugänglich. Ungeachtet der strengen Schutzbestimmungen dringen Menschen illegal in die Schutzzonen ein, vor allem zur Jagd und Plünderung von Tieren und Pflanzen (Mitteilung der Parkleitung und eigene Beobachtungen).

Die IBAMA und das Parkmanagement planen eine Erweiterung des Nationalparks in vier Be-reichen im Norden und Süden der derzeitigen Parkgrenzen. Die Parkfläche würde sich damit um 76% vergrößern. Die größte Erweiterungsflä-che befindet sich im Südosten der heutigen Park-grenze im Munizip Magé. Bei dem Gebiet, wel-ches in den Park integriert werden soll handelt es sich um die Gebirgskette der Serra da Estrella, einem bedeutsamen Korridor zwischen dem Na-tionalpark und dem westlich gelegenen Biologi-schen Reservat Tinguá (siehe Abb. 3.2.1).

MEIER (2007) führte GIS-basierte Untersu-chungen unter anderem zur Konfliktanalyse für dieses Gebiet durch und betont dessen ökologi-sche Bedeutung als Vernetzungsstruktur. Gleich-zeitig zeigt er die Konfliktträchtigkeit auf, da in diesem Gebiet verschiedene Nutzungen betrieben werden und sich die Außenbezirke der Stadt Rio de Janeiro bereits so weit nach Norden vorge-

schoben haben, dass nur noch ein schmaler unbe-bauter Streifen zwischen den Vororten Rio de Janeiros und denen der Stadt Petrópolis erhalten ist.

Die übrigen in Abbildung 3.2.1 dargestellten Schutzgebiete unterliegen verschiedenen staatli-chen und bundesstaatlichen Behörden und deren Reglementierungen. Dabei handelt es sich beim „Parque Estadual Três Picos“ (Staatspark), dem „Reserva Biológica Araras“ (Biologisches Re-servat) und der „Estação Ecológica Paraíso“ (Ökologische Station) um bundesstaatlich ver-waltete Schutzgebiete mit strikten Nutzungsbe-schränkungen, die ausschließlich wissenschaftli-che und erzieherische Aktivitäten erlauben. Letzteres gilt auch für das „Reserva Biológica Tinguá“, das jedoch unter staatlicher Verwaltung steht.

Demgegenüber lassen die APAs (Área de Proteção Ambiental) eine auf Nachhaltigkeit aus-gerichtete Nutzung zu. Sie unterstehen teils staatlicher, teils bundesstaatlicher Verwaltung.

Die untersuchten Waldfragmente im nordöst-lichen Hinterland von Teresópolis sind nicht Teil des Schutzgebietsverbundes. Gleichwohl unter-liegen sie einem rechtlichen Schutz nach Dekret Nr. 750 des brasilianischen Naturschutzgesetzes und erfüllen wichtige Funktionen als Habitate und Vernetzungsstrukturen.

3.3 Sozioökonomische Indikatoren

dministrativ ist der Bundesstaat Rio de Ja-neiro in acht Mikroregionen mit insgesamt

92 Munizipien (Landkreise) untergliedert. Die im Untersuchungsraum gelegenen Munizipien Petró-polis und Teresópolis gehören zur „Região Ser-rana“ (Bergregion), Magé und Guapimirim zur „Região Metropolitana“ (Metropolregion von Rio de Janeiro) und Cachoeiras de Macacu zur „Região das Baixadas Litorâneas“ (Region der flachen Küstenzone).

Für die Munizipien werden regelmäßig sozio-ökonomische Daten erhoben, die vom staatlichen geographischen und statistischen Institut (Insti-tuto Brasileiro de Geografia e Estatísitica – IBGE) und vom bundesstaatlichen Zentrum für Informationen und Daten des Bundesstaates Rio de Janeiro (Fundação CIDE) veröffentlicht wer-den. Die Zusammenstellung wesentlicher sozio-ökonomischer Indikatoren in den Tabellen 3.3.1

bis 3.3.3 basiert auf verschiedenen Datenquellen dieser Institutionen. Jeweils grau unterlegt ist das Munizip Teresópolis, da nur in diesem auch Zu-sammenhänge zwischen sozioökonomischen Triebkräften und Landschaftsdegradation unter-sucht wurden. Auf dieses wird auch bei den text-lichen Erläuterungen stärker eingegangen.

Der in Tabelle 3.3.1 für die Munizipien des Untersuchungsraumes, den Bundesstaat Rio de Janeiro und den Staat Brasilien dargestellte BIP ist der weltweit am häufigsten verwendete Indi-kator für Wohlstand auf regionaler und nationaler Ebene. Er wird von der Produktionsseite her als die Summe der Waren und Dienstleistungen, die in der Region von den dort beschäftigten Perso-nen erwirtschaftet werden, berechnet. Tatsächlich ist der Indikator im Hinblick auf die Einkommen der Haushalte, und damit deren Konsummöglich-keiten, jedoch nur bedingt aussagekräftig, da das

A

Kapitel 3: Landschaftsraum 45 __________________________________________________________________________ in der Region erwirtschaftete Kapital nur zu ei-nem bestimmten Anteil bei den dortigen Bewoh-nern ankommt. Als das entscheidende Defizit auf regionaler Ebene ist der Einfluss des Pendlersal-dos zu sehen, welcher das tatsächliche Einkom-men der Haushalte in der Region (bzw. im Muni-zip) maßgeblich beeinflusst.

Betrachtet man vor diesem Hintergrund das BIP pro Kopf im Jahr 2004, so fällt auf, dass sehr große Unterschiede zwischen den fünf Munizi-pien des Untersuchungsraumes bestehen, wobei Magé mit rund 4.500 Real das niedrigste und Cachoeiras de Macacu mit rund 12.200 Real das höchste BIP pro Kopf erwirtschaftet haben. Alle fünf Munizipien liegen unterhalb des Durch-schnitts des Bundesstaates Rio de Janeiro und mit Ausnahme von Cachoeiras de Macacu auch unter dem bundesweiten Durchschnitt.

Im Munizip Teresópolis liegt das BIP pro Kopf mit rund 7.600 Real deutlich unter dem Durchschnitt des Bundesstaates. Der Anteil des primären Sektors am BIP ist mit 4,6% ver-gleichsweise hoch. Diese Zahlen spiegeln die überwiegend ländliche Struktur des Munizips wider, in denen größere Industrieansiedlungen fehlen.

Das von der Landnutzung und Beschäfti-gungsstruktur her agrarisch geprägte Cachoeiras de Macacu erwirtschaftet lediglich 4,7% des BIP im primären Sektor, wohingegen das produzie-rende Gewerbe mit 55,1% am BIP den deutlich höchsten Anteil der fünf Munizipien aufweist. Insbesondere der ansässige Getränkehersteller Schincariol schafft zahlreiche Arbeitsplätze in der Region und trägt in entscheidendem Maße zu dem vergleichsweise hohen BIP pro Kopf bei.

Die in Tabelle 3.3.2 dargestellten Indikatoren ge-ben ein etwas genaueres Bild der sozioökonomi-schen Verhältnisse – allerdings für das Jahr 2000 – wieder. Der bundesweit für alle Munizipien be-stimmte HDI-Index (Human development Index) wird dabei als Maß für den Entwicklungsstand der Munizipien verwendet. Er setzt sich aus den vier in der Tabelle aufgeführten Indikatoren zu-sammen und hat einen maximalen Wert von 1,0. Hiernach weisen Petrópolis und Teresópolis mit 0,80 bzw. 0,79 deutlich höhere Werte als die drei übrigen Munizipien auf. Vor allem Petrópolis mit Rang 7 auf bundesstaatlicher und Rang 481 auf nationaler Ebene, aber auch Teresópolis (16/806) schneiden relativ gut ab, während sich Cachoei-ras de Macacu, Magé und Guapimirim auf bun-desstaatlicher Ebene im unteren Mittelfeld, auf nationaler Ebene im oberen Mittelfeld wiederfin-den.

Wenngleich der HDI-Index eine etwas diffe-renziertere Betrachtung des Entwicklungsstandes einzelner Munizipien erlaubt als das BIP pro Kopf, so bleiben gleichermaßen wesentliche so-zioökonomische Aspekte unberücksichtigt, allem voran die wirtschaftlichen und sozialen Dispari-täten. Die Ungleichverteilung von Einkommen und Vermögen ist in Brasilien nach wie vor sehr stark ausgeprägt.

Im Gini-Index, der in der Wohlfahrtsökono-mie zur Beschreibung der Ungleichverteilung von Einkommen und Vermögen von Staaten her-angezogen wird, rangiert Brasilien daher mit ei-nem Gini-Koeffizienten von 58,0 auf Rang 117 von 126 Staaten, für die dieser Wert ausgewiesen wird (UNITES NATIONS DEVELOPMENT PRO-GRAMME 2006).

Tab 3.3.1 Bruttoinlandsprodukt der Munizipien (gesamt und nach Sektoren) im landes- und bundesweiten

Vergleich im Jahr 2004 (nach Daten des IBGE, http://www.ibge.gov.br)

Einwohner in Tsd. (2004)

BIP in Mio. R

(2004)

Primärer Sektor1)

(%)

Sekundärer Sektor2)

(%)

Tertiärer Sektor3)

(%)

BIP pro Kopf in R

(2004)

C. de Macacu 53 643 4,7 55,1 40,2 12.180

Petrópolis 310 2.526 1,0 34,2 64,8 8.350

Teresópolis 147 1.112 4,6 26,8 68,6 7.563

Guapimirim 43 285 2,2 28,1 59,7 6.616

Magé 228 1.035 0,7 21,7 77,5 4.548

Bundesstaat RJ 15.204 222.564 0,6 54,6 44,9 14.638

Staat Brasilien 181.581 1.766.621 9,5 43,9 46,6 9.927

1) Land- und Forstwirtschaft, Fischerei 2) Produzierendes Gewerbe 3) Dienstleistungsbereiche

46 Kapitel 3: Landschaftsraum __________________________________________________________________________ Die sozialen Disparitäten und ungleichen Ent-wicklungschancen spiegeln sich auf Ebene der Munizipien in der Analphabetenquote (ab 5 Jahre) wider (Tab. 3.3.3). Diese ist in Petrópolis,

Teresópolis und Cachoeiras de Macacu bei der Landbevölkerung in etwa doppelt so hoch wie bei den Städtern; in Magé und Cachoeiras de Macacu ist das Verhältnis nur unwesentlich günstiger.

Tab 3.3.2 HDI-Index der Munizipien im Untersuchungsraum im Jahr 2000 (nach Daten der Fundação CIDE

2000a)

Lebenser-wartung in Jahren

Alphabetenquote der Erwachsenen

in %

Brutto-Schulein-schreibungsrate

in %

Einkommen pro Kopf

in R

HDI-Index

Rang RJ (BR)1)

Petrópolis 70,06 93,61 79,32 399,93 0,804 07 (0481)

Teresópolis 70,06 89,63 78,93 366,61 0,790 16 (0806)

C. de Macacu 70,33 86,03 76,28 219,20 0,752 55 (1828)

Magé 67,68 90,06 78,86 209,61 0,747 57 (1977)

Guapimirim 66,41 88,20 76,51 234,77 0,739 63 (2174) 1) Rang auf Ebene des Bundesstaates Rio de Janeiro (92 Munizipien) und des Staates Brasilien (5.561 Munizipien)

Tab 3.3.3 Analphabetenquote der Bevölkerung ab 5 Jahre in den Munizipien im Untersuchungsraum im Jahr

2000 (nach Daten der Fundação CIDE 2000b)

Analphabetenquote der Bevölkerung ab 5 Jahren

in %

Stadtbevölkerung

in %

Landbevölkerung

in %

Petrópolis 8,51 8,06 16,39

Teresópolis 12,51 10,91 20,70

Magé 12,94 12,55 19,30

Guapimirim 14,74 12,41 19,59

Cachoeiras de Macacu 16,28 14,07 28,65

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 47 __________________________________________________________________________ 4 Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung

ntsprechend des methodischen Ansatzes die-ser Arbeit konzentrieren sich die Untersu-

chen auf das Morpho-, Pedo- und Anthropo-system. Diese drei Komponenten des Land-schaftsökosystems werden daher auch hinsicht-lich ihrer wissenschaftlichen Grundlagen und des Forschungsstandes näher beleuchtet. Der holisti-sche Forschungsansatz der Arbeit hat zur Folge, dass ein breites Spektrum wissenschaftlicher Grundlagen und Forschungsschwerpunkte abge-deckt wird, wodurch das Kapitel relativ ausführ-lich ausfällt.

In den drei Hauptkapiteln „Geomorphologie“, „Böden“ sowie „Anthropogene Landschafts- und Bodendegradation“ wird ein kurzer Überblick über die jeweilige Thematik gegeben und der Forschungsstand – mit Konzentration auf Süd-ostbrasilien – aufgearbeitet. Die Aspekte, denen in Bezug auf die Kernfragen dieser Arbeit ein besonderes Gewicht zukommt werden besonders detailliert dargestellt, während nur am Rande untersuchte Sachverhalte in aller Kürze abgehan-delt werden.

4.1 Geomorphologie

as Kapitel unterteilt sich in sieben Unterka-pitel, wobei Kapitel 4.1.1 „Theorien zur

Flächenbildung im Altkristallin“ als Einleitung zu verstehen ist, die den wissenschaftlichen Rah-men vorgibt und die historische Entwicklung der Forschung zusammenfasst.

In Kapitel 4.1.2, „Känozoische Landschafts-genese Südostbrasiliens“, werden die bisherigen Forschungsergebnisse der Geomorphologie so-wie der Paläoklimatologie und -ökologie detail-liert aufgearbeitet. Der Schwerpunkt liegt ent-sprechend der Fragestellung der Arbeit auf der quartären Landschaftsgenese, für die wiederum

grundlegende Kenntnisse der tertiären Entwick-lung unerlässlich sind.

Die Kapitel 4.1.3 bis 4.1.7 befassen sich mit einzelnen Aspekten der Landschaftsentwicklung. Dies sind „Verwitterungsprozesse“ (Kap. 4.1.3), „Grundzüge der Inselberggenese“ (Kap. 4.1.4), „fluviale Formung“ (Kap. 4.1.5) sowie „Hangfor-mung und Sedimentation“ (Kap. 4.1.6). Die Pro-blematik der (gelb)braunen Böden (bzw. Deck-lehme) und Steinlagen wird in Kap. 4.1.7 beson-ders ausführlich behandelt, da sie einen Schwer-punkt der Untersuchungen im Rahmen dieser Ar-beit darstellt.

4.1.1 Theorien zur Flächenbildung im Altkristallin

chon früh wurden die Besonderheiten tropi-scher Landschaftsformen, wie Insel- und

Tafelberge, mächtige Zersatzzonen oder tiefgrün-dig verwitterte Böden als Folge besonderer Wir-kungszusammenhänge und Formungsprozesse in den Tropen erkannt.

Mit dem von JAMES HUTTON und JOHN PLAY-FAIR formulierten „Fluvialismus“ begann um die Wende vom 18. zum 19. Jahrhundert ein neues Zeitalter der geomorphologischen Forschung, welches die zuvor weit verbreitete Katastrophen-theorie ablöste (zit. n. KUNAVER 2001). J. D. DA-NA (1850), einer der bedeutendsten Fluvialisten, führte auf der Grundlage von Beobachtungen in Hawaii und Australien den Nachweis, dass allein die Flüsse für die Talbildung verantwortlich sind. Seine Arbeit kann nach CHORLEY et al. (1984)

sowie DOUGLAS & SPENCER (1985) als Aus-gangspunkt der Tropengeomorphologie angese-hen werden.

Mit den Arbeiten von PASSARGE (1895, 1904, 1929) und BORNHARDT (1900) wurde das Inte-resse zu Beginn des 20. Jahrhunderts auf Rumpf-flächen und Inselberglandschaften tropischer Schilde gelenkt, deren Genese bis heute kontro-vers diskutiert wird. In diesem Zusammenhang sind insbesondere die grundlegenden Konzepte und Theorien zur Flächenbildung von DAVIS (1899), W. PENCK (1924), BÜDEL (1935, 1938) und JESSEN (1936, 1938) hervorzuheben.

DAVIS´„Zykluslehre“ (1899) beschreibt den „normalen Zyklus“ als den fluvialen, nur durch die Wirkung des fließenden Wassers und beglei-tender Massenbewegungen bedingten Abtrag in

E

D

S

48 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ einem humiden Klimagebiet, der seiner Auffas-sung nach in vier Phasen abläuft und maßgeblich durch die Tektonik bestimmt ist.

Vor allem in Deutschland regte sich Wider-stand gegen diese als aklimatisch aufgefasste Lehre. Neben terminologischen Schwierigkeiten galt ein wesentlicher Kritikpunkt der Betrachtung der Tektonik in isolierten Phasen, während die exogene Wirkkraft als ein vorherrschender, im „normalen Zyklus“ fluvialer Faktor angesehen wird. Weder die wechselnde Intensität der exo-genen Wirkkraft noch die Wechselwirkungen mit anderen klimatischen Elementen würde nach Auffassung der Kritiker hinreichend berücksich-tigt, was bei schematischer Anwendung zu unzu-treffenden Verallgemeinerungen führen könne (zit. n. WIRTHMANN 1994).

W. PENCK (1924) setzte seine Bedenken an einem anderen Punkt an. DAVIS´ Modell setzt eine rasche, aber nur kurz andauernde Hebung gefolgt von langer tektonischer Ruhe bzw. aus-klingender Hebung voraus. In der Realität sind Hebung und Abtragung jedoch zwei ungleich-förmige, unstetig verlaufende Vorgänge, deren Intensitätsverhältnis zueinander ständigen Ände-rungen unterworfen ist. Diese bedingen verschie-dene Entwicklungsreihen, die schließlich dann zu einer „Endrumpffläche“ führen, wenn die He-bung unter ein bestimmtes Mindestmaß gesunken oder gänzlich eingestellt ist. PENCK entwickelte von diesen Grundgedanken ausgehend seine „Theorie des Primärrumpfes“ und darauf auf-bauend das „Modell der Piedmonttreppen“ (1924). Wie DAVIS´ Zyklentheorie ist auch die durch Hangrückverlegung bedingte Entstehung von Piedmonttreppen an kein bestimmtes Klima gebunden, was wiederum auf breite Ablehnung stieß.

BÜDEL (1935, 1938) und JESSEN (1936, 1938) vertraten die Vorstellungen einer spezifischen tropischen Flächenbildung, die unter einem tro-penähnlichen Tertiärklima weltweit geherrscht haben soll und erst nach einer jungtertiären Kli-maverschlechterung in den mittleren Breiten und in der Periglazialzone von Talbildungen abgelöst wurde. BÜDEL (1935) deutete die Flächentreppe des Erzgebirges als eben solch ein Relikt ehemals tropenähnlicher Flächenbildung, das seither von Tälern zerschnitten wird, und JESSEN (1936, 1938) leitete aus seinen Arbeiten in Angola ein Modell für eine quasi universelle tropische Flä-chenbildung im Tertiär ab.

Im angloamerikanischen Sprachraum wurden seit den 30er Jahren ebenfalls Theorien zur Flä-chenbildung entwickelt, von denen vor allem die

„Panplanation“, ein Zusammenwachsen von Talsohlen durch laterale Korrasion (CRICKMAY 1933) sowie die „Etchplanation“, eine rasche Flächentieferlegung in stark verwittertem Sub-strat (WAYLAND 1934) zu nennen sind.

Nach dem zweiten Weltkrieg entstanden fest gefügte Schulen zur Frage der Flächenbildung. Hervorzuheben sind die von KING (1949, 1953, 1962) entwickelte Theorie der „Pediplanation“, BÜDELS „Theorie der doppelten Einebnungsflä-che“ (1957, mod. 1970, 1977) sowie klimagene-tische Flächenbildungstheorien, die in Europa und den USA unter anderem von TRICART (1960, 1965, 1985), GARNER (1966, 1968, 1974), ROH-DENBURG (1969, 1971, 1983) und DEMANGEOT (1976), in Brasilien vor allem von AB´SABER und BIGARELLA (ab 1956) vertreten wurden. Beson-ders zu erwähnen sind auch die Arbeiten ER-HARDTs (1955), der die Begriffe der „Biostasie“ (= biologisch gesteuertes Gleichgewicht mit Bodenbildung und morphologischer Stabilität) – und „Rhexistasie“ (Zustand der Instabilität mit Bodenerosion) geprägt hat.

KINGS´ „Pediplanation“ steht in der Tradition tektonischer, aklimatischer Flächenbildungstheo-rien. Die Theorie der Pediplanation besagt, dass durch eine Rückverlegung der Talhänge parallel zu sich selbst an ihrem Fuß Pedimente entstehen, die nach und nach zusammenwachsen und sich schließlich zur Pediplain zusammenschießen. Be-sonders langsam verwitternde Gesteinspakete entgehen dabei als Inselberge für längere Zeit der Abtragung. Flächentreppen (oder -stockwerke) werden – wie bei DAVIS´ Zyklentheorie – auf Phasen tektonischer Hebung und Ruhe zurückge-führt.

KING (1956) forschte unter anderem in Süd-ostbrasilien, für das er drei Haupterosionszyklen postulierte, die an die regionale tektonische Ge-schichte gebunden sind: (a) eine post-Gondwana Oberfläche, die „Sul Americana“, von der heute die höchsten Berggipfel zeugen, (b) die höchsten Bereiche der hügeligen lowlands, die sogenann-ten „Velhas“, als Relikte einer prä-neozoischen Oberfläche, sowie (c) das „Paraguaçu“ als post-tertiäre Pedimentationsoberfläche.

KINGs Theorie fand weite internationale An-erkennung, wenngleich auch mehr oder minder deutliche Kritik geäußert wurde. WIRTHMANN (1994: 17-21) richtet diese vor allem auf die in den tropischen Schilden für eine Pedimentbil-dung meist fehlenden tektonischen Bruchlinien oder steilen Flexuren sowie die fehlende „Mög-lichkeit zur Durchgangsakkumulation großer Schutt- und Schottermassen sowohl aus klimati-

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 49 __________________________________________________________________________ schen Gründen (weit überwiegend chemische Verwitterung) wie aus strukturell-lithologischen Ursachen (altkonsolidierte, kluftarme Massenge-steine verwittern zu Blöcken, Grus und Ton: Ge-rade die Fraktion der noch transportablen Schot-ter entfällt weitgehend).“

BÜDELS „Theorie der doppelten Einebnungs-fläche“ (1957, mod. 1970, 1977) besagt, dass eine Flächenbildung nur unter wechselfeuchtem und mit Einschränkung immerfeuchtem tropi-schen Klima möglich ist. Dieses bewirkt, dass über einem tief verwitterten Untergrund Rumpf-flächen ohne vorangegangene Zerschneidung denudativ langsam tiefer gelegt werden. Die chemische Verwitterungsfront setzt dabei an der unteren Einebnungsfläche an und führt zur Be-reitstellung tonig-sandigen Bodenmaterials an der oberen Einebnungsfläche, welches durch tropi-sche Starkregen flächenhaft abgespült wird. Eine zusätzliche Flächenausweitung durch Hangpro-zesse findet demnach nur passiv und in beschei-denem Maße statt. Im Zusammenhang mit BÜDELS Theorie wurde im englischen Sprach-raum der Begriff der „Etchplain“ (WAYLAND 1934) als Bezeichnung für tief verwitterte Rumpfflächen wieder aufgegriffen.

In seiner klima-geomorphologischen Zonie-rung der Erde gliedert BÜDEL (1969) eine schmale Zone um den Äquator aus, die er als „innertropische Zone partieller Flächenbildung“ bezeichnet. In Südamerika umfasst diese das in-nere Amazonasbecken, in etwa vom Äquator bis im Mittel 5° südlicher Breite. Nach Süden und Norden schließt die „randtropische Zone exzes-siver Flächenbildung“ an, die im Westen Süd-amerikas bis zum Wendekreis, im Osten bis 30° südlicher Breite reicht. Sie umfasst den größten Teil der Regenwälder des Amazonasbeckens und der Mata Atlântica ebenso wie die Savannen Zen-tralbrasiliens (Campos Cerrados), die trockene Caatinga des Nordostens, den nördlichen Teil des (trockenen) Chaco sowie das Feuchtgebiet des Pantanal als übergeordnete naturräumliche Einheiten.

BÜDELs Ausführungen fanden vor allem in Deutschland breiten Anklang und waren die Grundlage intensiver wissenschaftlicher Diskus-sionen, die zum Teil in Modifikationen seiner Theorie mündeten. So stützt sich WILHELMY (1974, 1975) auf BÜDEL, sieht die Bedingungen der Pedimentation aber in den überwiegend tro-ckenen Tropen erfüllt. An die Stelle der chemi-schen Tiefenverwitterung tritt daher die mechani-sche Schuttbildung, die Ausweitung und Tiefer-legung der Fläche erfolgt entsprechend durch

Schottertransport in Rinnensystemen. Die immer-feuchten Tropen betrachtet er hingegen analog zu BÜDELS Periglazialzone als zweite Zone exzessi-ver Tiefenerosion.

Im Gegensatz zu WILHELMY vertritt BREMER (1999: 59f.) die Auffassung, dass eine Flächen-bildung in erster Linie in den immerfeuchten Tropen stattfindet, während es in den Randtropen lediglich zu einer Flächenzerstörung und besten-falls zu einer „traditionellen Weiterbildung“ kommt.

LOUIS (1964) sowie LOUIS & FISCHER (1979) ziehen den Klimawandel verstärkt in ihre Über-legungen ein und leiten damit zu den klimagene-tischen Flächenbildungstheorien über. Sie sehen die Bedingungen für die Flächenbildung im wechselfeuchten Tropenklima, mit engen hygri-schen Grenzen zwischen 500 und 1.000 mm Nie-derschlag pro Jahr, verwirklicht. Unter trockene-ren oder feuchteren Bedingungen findet ihrer Meinung nach bereits eine Zertalung statt; aller-dings könnten bei Wiedereinstellung des „Flä-chenbildungsklimas“ auf tieferem Niveau durch Rückverlegung der Talhänge Flachmuldentäler mit Rahmenhöhlen, sogenannte „Flachmulden-tallandschaften“ entstehen.

Während der klimageomorphologische Ansatz die Tropen ganz allgemein als eine Zone lang andauernder klimatischer Stabilität ansieht (BÜ-DEL 1957, 1977, BREMER 1971, 1981), zogen Au-toren wie TRICART (1965), GARNER (1966, 1968, 1974), ROHDENBURG (1983) und DEMANGEOT (1976), in Brasilien AB´SABER (1964) und BIGA-RELLA (1964), bereits früh für die gesamten Tro-pen Klimaschwankungen vor allem zur trockenen Seite in Betracht. Sprach TRICART (1965) noch recht allgemein davon, dass hygrische Klima-schwankungen die Einebnung begünstigen, so legt sich GARNER (1966) auf eindeutige Klima-verhältnisse fest. So soll es unter humiden Be-dingungen zu einer engständigen Zerschneidung der Selva-Landschaft gekommen sein, der unter ariden Klimaverhältnissen die Flächenbildung durch eine Verbreiterung und ein Zusammen-wachsen der Täler durch Verschüttungen und Seitenerosion folgte.

Weniger extreme Klimaschwankung setzt ROHDENBURG (1983) voraus. Seiner Auffassung nach kam es unter tropisch humiden Klimaver-hältnissen unter Wald oder intakter Savanne zu einer intensiven chemischen Verwitterung und gleichzeitigen Tiefenerosion, worauf in den Kalt-zeiten unter aufgelockerter Vegetationsdecke flä-chenhaft wirksame Abtragungsprozesse stattfan-den. Die Flächenbildung soll im (heute) wechsel-

50 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ feuchten Klima als Hangpedimentation in Form einer flächenhaften Bodenabspülung an einer flach geneigten Hangfußzone in kleinen Schritten abgelaufen sein, während es unter immerfeuchten Klimaverhältnissen zur Talbodenpedimentation, d.h. einer Verbreiterung der Täler durch Seiten-erosion und anschließenden Vereinigung zu Flä-chen kam.

DEMANGEOT (1976) sieht die Flächenbildung in einer 3-stufigen Sequenz verwirklicht: der Tie-fenverwitterung unter Tropenwald (a) folgt dem-nach ein teilweiser Abtrag der Verwitterungs-decke im Savannenklima (b). Dabei wird das un-ruhige Kleinrelief teilweise freigelegt und Dom-Inselberge herauspräpariert. Zudem entstehen Plinthitkrusten, die ein Schachtelrelief konservie-ren können. Schließlich kommt es unter tropisch-aridem Klima (c) zur Einebnung durch Pedi-

plains, wobei nicht nur die Verwitterungsdecke, sondern auch der Felsuntergrund (Basement) teil-weise abgetragen wird.

Die Diskussion über die Flächenbildung im Altkristallin ist bis zum heutigen Tag in Gange. Forschungen in verschiedenen Teilen der Tropen ergeben jedoch ein immer genaueres Bild der Klima- und Landschaftsgeschichte, die auch im Rahmen der gegenwärtigen Diskussion um den globalen Klimawandel verstärkt in den Mit-telpunkt des Interesses rücken. Dabei arbeiten verschiedene Forschungsrichtungen, wie die Geomorphologie, Geologie, Paläoklimatologie und -ökologie Hand in Hand und entwickeln so aus einzelnen Mosaiksteinen ein Gesamtbild. Für Südostbrasilien sind die entsprechenden For-schungsergebnisse aus den genannten Disziplinen im nachfolgenden Kapitel aufgearbeitet.

4.1.2 Känozoische Landschaftsgenese Südostbrasiliens Tertiär

m Paläozän bedeckten unter feucht-warmen Klimaverhältnissen Regenwälder wahrschein-

lich die gesamte Ostküste Brasiliens (BEURLEN & SOMMER 1954, RIZZINI 1979). Ihre maximale Ausdehnung erreichten sie im frühen bis mittle-ren Eozän (MENÉNDEZ 1969, RIZZINI 1979). Während des Oligozäns und Miozäns wurde das Klima dann zunehmend trockener, wovon Sedi-mente aus den Becken der Serra do Mar (ALMEI-DA 1976, SCHOBBENHAUS et al. 1984) sowie eine Dominanz von Pollen verschiedener Gräser und Kompositen in miozänen Sedimenten zeugen, die auf eine savannenartige Vegetation schließen las-sen (RIZZINI 1979).

Die zunehmende Trockenheit führte ab dem mittleren Oligozän zu einer Zerschneidung konti-nentaler Verbindungen für hygrophile Floren- und Faunenelemente der Mata Atlântica und damit zu einer Isolation von Habitaten des Tief-landes und der unteren Gebirgsstufe (RIZZINI 1979, POR 1992). Diese wird neben den Klima-schwankungen während des Pleistozäns als Ursa-che für die Entstehung von Waldrefugien (Rück-zugsgebiete) und Endemismuszentren in der Ma-ta Atlântica angesehen (MÜLLER 1973, BROWN & AB´SABER 1979, MORI et al. 1981, WHIT-MORE & PRANCE 1987). Für das Pliozän deuten Sedimente auf etwas feuchtere und kältere Kli-maverhältnisse hin (PETRI & FÚLFARO 1983).

Die tertiäre Klimageschichte findet ihren Aus-druck in der Landschaftsformung. Vorzeitformen und Ablagerungen spiegeln ein trockenes Vor-zeitklima für den Südosten Brasiliens etwa zwi-schen 18° bis 24° südlicher Breite, von der Küste bis zum Rio Paraguay wider.

Auf Basis fossiler Pedimente lässt sich bele-gen, dass dieses vor den pleistozänen Kaltzeiten geherrscht haben muss (KLAMMER 1981). Der monozyklische Wechsel des reliefwirksamen Kli-mas von feucht-warmen zu trocken-warmen Ver-hältnissen im Tertiär und wiederum feuchteren Verhältnissen im Quartär bedingte in der südost-brasilianischen Bergregion nach KLAMMER (1981: 146) eine lang andauernde Phase überwie-gender Erosion, der unter trockeneren Verhält-nissen eine Phase mit „Verschüttungen bis in die Gipfelbereiche“ folgte. Im Quartär dominierte dann unter erneut feuchteren Verhältnissen wie-derum die Erosion.

BIGARELLA & BECKER (1975) beobachteten in den südostbrasilianischen Hochplateaus im Bun-desstaat Paraná, dass Hangverebnungen und fla-che Kuppen vornehmlich in bestimmten Niveaus auftreten. Sie deuteten dies mit Pedimentierungs-prozessen, wobei die Flächenbildung unter semi-ariden Klimaverhältnissen unter einem Rückzug der Vegetation erfolgt sein soll. Unter feuchteren Verhältnissen schloss sich die Vegetationsdecke wieder und eine relative geomorphologische Sta-bilität mit Bodenbildung und linearer Erosion stellte sich ein. Für das Tertiär wiesen BIGAREL-

I

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 51 __________________________________________________________________________ LA et al. (1965b: 160) drei Pedimentationsphasen nach, die einen monozyklischen Wechsel des Tertiärklimas stützen. Die entsprechenden Pedi-plains ordneten sie dem Oligozän (Pd1), dem Obermiozän/Unterpliozän (Pd2) und dem Ober-pliozän/Altpleistozän (Pd3) zu.

Neben einem Klimawechsel bezogen MODE-NESI (1988) und BIGARELLA (1991) auch die Tektonik in ihre Überlegungen ein. Demnach hinterließ jede tektonische Hebungsphase, der ei-ne Phase lang andauernder Erosion folgte, Pedi-mente in einer bestimmten Höhenstufe. Die Überreste der ältesten Erosionsphase sind dem-nach die heutigen Gipfelbereiche. Bis heute sind nach Auffassung des Autors für das Tertiär je-doch weder die Frage der genauen Altersstellung noch die der Bedeutung von Klima und/oder Tektonik bei der Pedimentation eindeutig geklärt.

Für das junge Hebungsgebiet der Serra dos Órgãos liegen bislang keine spezifischen geo-morphologischen Befunde zur tertiären Land-schaftsgenese vor. Das typische stufenförmige Relief der südostbrasilianischen Berggebiete ist hier nur in den stärker eingerumpften Randberei-chen ansatzweise ausgebildet, während die Kern-bereiche ein schroffes, steiles, hochgebirgsartiges Relief besitzen. Verschiedene Pedimentniveaus wurden für die Serra dos Órgãos und das nördli-che Hinterland bislang nicht nachgewiesen. Pleistozän Das Pleistozän ist durch mehrfache globale Kli-mawechsel mit Kalt- und Warmzeiten gekenn-zeichnet, wobei Südostbrasilien während des gesamten Pleistozäns eisfrei war (ROHDENBURG 1982). Die klimatischen Verhältnisse werden für die Kaltzeiten als kühl und trocken – verschiede-ne Autoren sprechen von semiarid, was jedoch nach neueren Untersuchungen fraglich erscheint – für die Warmzeiten als relativ wärmer und feuchter angenommen (AB´SABER 1977, MOURA et al. 1992, BEHLING & LICHTE 1997).

Nach Pollenuntersuchungen von BEHLING & LICHTE (1997) und BEHLING et al. (2002) lässt sich für die Berggebiete im Zentrum des Bundes-staates São Paulo (mittlere Höhenlage zwischen 700 und 900 m ü. M.) für das letzte Kältemaxi-mum (zwischen 48.000 und 18.000 B.P.) eine ge-hölzfreie offene Graslandschaft (Campos) rekon-struieren. Die Autoren gehen von um 5 bis 7 °C kühleren Temperaturen als heute aus. BEHLING (1997a) untersuchte ferner die obere Gebirgsstufe (alto-montana) von Campos do Jordão, São Pau-

lo, und kam hier zwischen 35.000 und 18.000 B.P. zu den gleichen Ergebnissen einer Abküh-lung und Dominanz von Gräsern. Zwischen 17.000 und 10.000 B.P. drangen dann unter all-mählich ansteigenden Temperaturen zunehmend Araukarienwälder aus tieferen Lagen in die Berg-region vor, wobei unklar bleibt, ob sie die am höchsten gelegenen Bereiche erreichten.

Für das Hochland der Bundesstaaten Paraná, Santa Catarina und Rio Grande do Sul (Südbra-silien) belegen Untersuchungen von BEHLING (1993, 1995, 1997b, 2002), ROTH & LOR-SCHEITTER (1993), LEDRU et al. (1998) sowie BEHLING et al. (2001, 2004) eine Existenz ausge-dehnter Graslandschaften unter kalt-trockenen Klimaverhältnissen.

BARROS (2003) führte stratigraphische und geomorphologische Untersuchungen im mittleren Tal des Rio Paraíba do Sul (São Paulo / Rio de Janeiro) durch, die zwischen 30.000 und 21.000 B.P. eine kühlere und trockenere Periode bestäti-gen. Die Vegetation rekonstruiert er als tropi-schen Wald mit hoher Biodiversität, der teilweise durch Savannen aufgelöst wurde. Zwischen 21.000 und 12.000 B.P. stabilisierte sich ein Mo-saik aus Wald und Savanne, der Übergang Plei-stozän/ Holozän war durch eine Instabilität von Klima und Vegetation gekennzeichnet, wobei zu-nächst humidere Klimaverhältnisse für ein feuch-tes bis sumpfiges Bodenregime mit zeitweisen Überflutungen und eine offene Vegetation sorg-ten. In der Folge breiteten sich Pionierarten aus und es etablierte sich eine Savannenvegetation.

Für den Übergang Pleistozän/Holozän liegen verschiedene Untersuchungsergebnisse vor, die eine zunehmende Klima- und Vegetationsdyna-mik bestätigen (BEHLING 1998, LEDRU et al. 1998). Dabei ist für den Südosten Brasiliens von tendenziell wärmeren und feuchteren Klimabe-dingungen auszugehen (MODENESI 1988, LEDRU 1993).

In verschiedenen Arbeiten widmeten sich AB´SABER (u.a. 1964, 1969) und BIGARELLA (u.a. 1964, 1975) den Erosionszyklen Südostbra-siliens, mit denen sich bereits KING (1956), und vor ihm RUELLAN (1944) beschäftigt hatten. Im Gegensatz zu den von KING (1956) postulierten tektonisch bedingten Haupterosionszyklen sahen die genannten Autoren primär Klimaschwankun-gen als Ursache für die stufenförmige Landschaft an, und reihten sich damit in die Reihe der Ver-fechter klimagenetischer Theorien ein.

Nach BIGARELLA & AB´SABER (1964) und BIGARELLA et al. (1965a) soll in den humiden Klimaten der pleistozänen Warmzeiten dichte

52 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ Vegetation für Hangstabilität und Bodenbildung gesorgt haben, so dass es zur verstärkten Talbil-dung kam. Mit Klimaverschlechterung in Rich-tung trocken-kühl (semiarid) zog sich die Vege-tation zurück, und es kam zur Flächenbildung – der gleiche Prozess der die tertiäre Flächenbil-dung erklärt. Später entwickelten BIGARELLA & BECKER (1975) ein differenzierteres Modell mit vier Phasen vom humiden über ein semi-arides zum (erneut) humiden Klima (Abb. 4.1.1).

Die Modellvorstellungen von BIGARELLA & AB´SABER (1964) stützen sich auf verschiedene Untersuchungen, vor allem in der Serra do Mar im Bundesstaat Santa Catarina, wo sie drei Pedi-mente (P1, P2 und P3) unterschieden, von denen sie die beiden unteren dem Pleistozän – assoziiert mit den Illinois- (P1) und Kansas-Eiszeiten (P2) – das obere (P3) dem Tertiär und Plio-Pleistozän zuordneten. Im Bundesstaat São Paulo verifi-zierten sie zudem die von DE MARTONNE (1943) beschriebenen Oberflächen, bekannt unter den Bezeichnungen „Christas Médias“, „Paleóge-no“ und „Neógeno“. Später wurden weitere Pe-

dimente der unteren Stufe (P1) in den Bundes-staaten Pernambuco, São Paulo, Paraná, Rio Grande do Sul sowie in Uruguay identifiziert (PASSOS & BIGARELLA 2003).

In Brasilien ist das skizzierte klimagenetische Modell die vorherrschende Lehrmeinung (u.a. DA CUNHA & TEIXEIRA GUERRA 2003). Aller-dings ist die Datenlage in Brasilien nach wie vor bruchstückhaft und absolute Datierungen sind meist nicht vorhanden (SEGUIO 2001). Ungeach-tet dieser Schwierigkeiten ist fraglich, ob die nachgewiesenen Klimaschwankungen tatsächlich Flächen- oder Talbildungen in großem Maßstab bewirkt haben können. Autoren wie WIRTHMANN (1994: 15) bezweifeln dies und sehen sie ledig-lich als Auslöser „gradueller Wandlungen der Flächenbildungsprozesse“, im Sinne einer „tra-ditionellen Weiterbildung“ (BREMER 1971, BÜ-DEL 1977) oder „geomorphologische Sequenz“ (MENSCHING 1978: 2) – die stockwerkartige Anordnung der Flächen wäre demzufolge, wie bereits von DAVIS und PENCK vermutet, rein tek-tonisch bedingt.

Abb. 4.1.1 Klimazyklische Reliefbildung in Südostbrasilien (nach BIGARELLA & BECKER 1975); Übersetzung aus

dem Portugiesischen, gekürzt)

Geschlossene Waldvegetation unter humiden Klimaverhältnissen Übergang zu semiariden Verhältnissen: Vegetationsauflichtung, Abtrag, Herauspräpa-rieren des Kristallins und Verfüllung der Senken Weiterentwicklung unter semiariden Verhältnissen Erneute humide Klimaverhältnisse: Wiederbewaldung, Talbildung

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 53 __________________________________________________________________________ Holozän Pollenuntersuchungen aus den Bundesstaaten Pa-raná, Santa Catarina und Rio Grande do Sul in Südbrasilien deuten darauf hin, dass dort zu Be-ginn des Holozäns im Gebirge weiterhin Gras-landschaften dominiert haben (BEHLING et al. 2001, BEHLING 2002, BEHLING & DEPATTA PILLAR 2006), deren Zusammensetzung auf tro-cken-warme Klimaverhältnisse mit drei tro-ckenen Monaten schließen lässt (BEHLING 1997a, 2002).

Eine erste Ausbreitungsphase von Araukarien-wäldern aus den Galeriewäldern entlang der Flüs-se unter feuchteren Klimaverhältnissen wurde von BEHLING (2002) auf 3.200 B.P. datiert. Eine flächenhafte Ausbreitung in den Bergregionen fand in Rio Grande do Sul und Santa Catarina je-doch erst um 930 B.P., in Paraná (Serra dos Campos Gerais) um 1.400 B.P. statt (BEHLING 2002). Diese soll unter feuchteren Bedingungen ohne Trockenzeit erfolgt sein.

Für Südostbrasilien liegen vergleichsweise wenige Pollenuntersuchungen für das frühe bis mittlere Holozän vor. BEHLING (1995) rekonstru-ierte für den auf 390 m ü. M. gelegenen Lago do Pires am Fuße der Serra do Espinhaço (ca. 250 km von der Atlantikküste im Bundesstaat Minas Gerais), der sich heute innerhalb eines halbim-mergrünen Waldgebietes befindet, bis ~5.500 B.P. eine den Campos Cerrados entsprechende Vegetation mit einem hohen Anteil an Herba-ceen. Für diesen Zeitraum konnten zahlreiche Brände nachgewiesen werden. Erst später breite-ten sich unter zunehmend feuchteren Verhältnis-sen halbimmergrüne Wälder aus und verdrängten die Cerrado-Vegetation.

SCHEEL-YBERT et al. (2003) wiesen mittels δ13C-Analysen und Radiocarbon-Datierungen für das zentrale Bergland des Bundesstaates São Paulo im frühen Holozän eine überwiegende Cer-rado-Vegetation (Cerrado und Cerradão) nach, die lokal von halbimmergrünen Wäldern ersetzt wurde. Hieraus leiteten sie weitgehend trockene Verhältnisse ab, mit Übergängen zu etwas feuch-teren Bedingungen, dort wo Wälder vorkamen. Ab 3.500 bis 3.000 B.P. werden feuchtere Klima-verhältnisse angenommen, die in etwa den heu-tigen entsprechen sollen.

Die Grundzüge der Klima- und Vegetations-entwicklung mit warm-trockenen Verhältnissen vom Beginn bis zur Mitte des Holozäns bestäti-gen Untersuchungen von DE OLIVEIRA (1992), BEHLING (1997b, 1998), PARIZZI et al. (1998) sowie RODRIGUES FILHO et al. (2002).

Für den Bundesstaat Rio de Janeiro liegen Unter-suchungen für verschiedene Lokalitäten der Küs-tenregion vor: (a) Norte Fluminense (nördlicher Bundesstaat RJ) von BARTH et al. (2001), LUZ (1997), LUZ et al. (2001) und TOLEDO (1998), (b) Baía de Sepetiba (südlicher Bundesstaat RJ) von AMADOR (1997), COELHO et al. (1999, 2002) und SANTOS (2000) sowie (c) die Guanabara-Bucht (Praia Vermelha; Stadt Rio de Janeiro) von BARTHOLOMEU et al. (2001).

Die Entwicklung von Klima und Vegetation in (a) Norte Fluminense ab dem mittleren Holo-zän lässt sich nach LUZ (1997) und LUZ et al. (2001) et al. wie folgt skizzieren: Durch Meeres-spiegelschwankungen kam es zur Formung von Lagunen und Seen, von denen die älteste Lagune (Lagoa de Cima) auf 7.000 bis 6.000 B.P. datiert wird. Um 6.000 B.P. wurden die Klimaverhält-nisse trockener und die vormals feuchte Pionier-gehölzvegetation (Mata úmida pioneira) wich zu-gunsten einer offenen, trockenen Grasvegetation (Campo aberto e seco). Eine Absenkung des Meeresspiegels um 5.100 B.P. bedingte einen Rückgang des Wasserspiegels in der Lagoa de Cima. Unter allmählich feuchter werdenden Kli-maverhältnissen konnten sich so immergrüne und halbimmergrüne Regenwälder ausbreiten. Um 4.000 B.P. wurden die immergrünen Wälder un-ter trockeneren und wärmeren Klimaverhältnis-sen dann auf höhere Hanglagen im Gebirge zu-rückgedrängt, während sich in den trockenen Tieflagen halbimmergrüne Wälder und Strauch-formationen ausbreiteten.

TOLEDO (1998) wies für eine andere Lagune in Norte Fluminense (Lagoa Salgada) um 3.000 B.P. wiederum feuchtere Verhältnisse nach, die um 2.540 B.P. erneut durch trockenere Bedingun-gen abgelöst wurden. Das Feuchtemaximum wur-de demnach 2.540 B.P. erreicht.

Für (b) die Sepetiba-Bucht wurden Klima-schwankungen seit etwa 7.000 B.P. sowie meh-rere „El Niño“-Ereignisse und eine „kleine Eis-zeit“ zwischen 1.175 und 1.737 B.P. nachgewie-sen. Nach oben genannten Autoren lassen sich drei Hauptphasen unterscheiden: eine feuchtere von ca. 6.300 bis 4.650 B.P., eine trockenere von 4.650 bis 1.350 B.P. sowie eine zweite feuchtere von 1.350 bis 45 B.P., die durch eine trockenere Phase zwischen 775 B.P. und 213 B.P. unterbro-chen wurde. Die letzte Periode von 45 B.P. bis heute war wieder etwas trockener, mit Klima-schwankungen, die in den letzten 100 Jahren mit einer dichteren Besiedlung in Verbindung ge-bracht werden. Entsprechend kam es in den feucht-warmen Perioden zur Ausbreitung von ge-

54 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ schlossenen Regenwäldern (Floresta ombrófila densa), die sich mit zunehmender Trockenheit zugunsten halbimmergrüner Wälder (Floresta es-tacional semidecídua) zurückzogen. Demgegen-über war die Restinga-Vegetation (Küstenwälder mit mittelgroßen Bäumen und Sträuchern auf sandigen, sauren und nährstoffarmen Substraten) relativ stabil. Eine Präsenz eingeschleppter Pi-nus- und Eukalyptus-Arten wurde für die letzten 100 Jahre nachgewiesen.

Für die (c) Guanabara-Bucht liegen nur punk-tuelle Ergebnisse für einen begrenzten Zeitaus-schnitt vor. BARTHOLOMEU et al. (2001) wiesen für den Praia Vermelha im Stadtteil Urca um 4.520 ±80 B.P. nach, dass keine direkte Beein-flussung durch das Meer stattgefunden hat. Die Vegetation wird als artenreicher Küstenregen-wald beschrieben, der allmählich zugunsten einer offenen Landschaft zurückgedrängt wurde.

Ein Konsens der oben genannten Untersu-chungen besteht darin, dass in der Küstenregion Rio de Janeiros um 8.000 B.P. ein Klimawechsel von trockeneren und kälteren zu wärmeren und feuchteren Verhältnissen stattgefunden hat, ein-hergehend mit einer zunehmend üppigen Vegeta-tion, die mit der heutigen vergleichbar bzw. sogar

etwas komplexer war (BARTH 2003, DE OLI-VEIRA et al. 2005). Bis ca. 2.500 B.P. wurden mehrere Schwankungen zur trockenen Seite mit Ausbreitungsphasen offener Landschaften nach-gewiesen. Erst nach 2.500 B.P. kam es unter zu-nehmend feuchteren Klimaverhältnissen zur (er-neuten) flächenhaften Ausbreitung von Regen-wäldern. Für die letzten 500 Jahre wurde mittels Pollenanalysen, die eine Existenz verschiedener Neophyten und kultivierter Arten belegen, ein anthropogener Einfluss nachgewiesen (BARTH 2003, DE OLIVEIRA et al. 2005).

Der Übergang zu den heutigen Klimaverhält-nissen hat nach oben genannten Quellen in den Bergregionen Süd- und Südostbrasiliens frühes-tens 3.500 bis 3.000 B.P., in der Küstenregion des Bundesstaates Rio de Janeiro um 2.500 B.P. eingesetzt. In den Bergregionen haben sich die heutigen Klimaverhältnisse zwischen 1.500 und 1.000 B.P. eingestellt (BEHLING 1997b, 1998, LEDRU et al. 1998). Dabei sind die vergangenen 1.000 Jahre wahrscheinlich die feuchtesten in-nerhalb der letzten 30.000 Jahre (BEHLING 1997, 1998). Spezifische paläoklimatische bzw. –öko-logische Untersuchungen für die Serra dos Ór-gãos gibt es bislang nicht.

4.1.3 Verwitterungsprozesse

n den feuchten Tropen spielt die chemische Verwitterung bei der Gesteinsaufbereitung eine

entscheidende Rolle. Dabei gilt, dass deren Inten-sität dort am größten ist, wo die Maxima von Wärme, Feuchtigkeit und Pflanzenwuchs zu-sammenfallen, wobei sich die Geschwindigkeit der chemischen Reaktionen nach Van´t Hoffs Temperaturregel bei einem Temperaturanstieg von 10°C ungefähr verdoppelt. Die höchsten Verwitterungsintensitäten sind daher im tropi-schen (Flachland-)Regenwald gegeben, wo die Mächtigkeit der Verwitterungsschicht über 100 m betragen kann (GOUDIE 2002). Diese in der Lite-ratur häufig zu findende Angabe ist allerdings nicht als der Normalfall zu betrachten. Zwar ist eine ausgeprägte Tiefenverwitterung charakteris-tisch für die feuchten Tropen, jedoch sind Ver-witterungstiefen von 4-6 m, lokal auch 10-20 m als durchschnittlich anzusehen, wobei die Tiefen regional stark variieren (BREMER 1999).

Die grundlegenden chemischen Prozesse der Verwitterung – Hydration, Oxidation und Re-duktion, Lösung und Carbonatisierung, Hydro-

lyse und Silikatverwitterung – werden als be-kannt vorausgesetzt bzw. sind der gängigen geo-morphologischen und bodenkundlichen Literatur zu entnehmen (u.a. SCHEFFER & SCHACHTSCHA-BEL 2002, AHNERT 2003). An diese Stelle seien daher lediglich die Kaolinisierung der Feldspäte und die größere Bedeutung der biogenen Verwit-terung als Besonderheiten tropischer Regenwäl-der erwähnt.

Die physikalische Verwitterung ist trotz des Vorherrschens chemischer Prozesse keineswegs unbedeutend. So spielt die besonders in ariden Klimaten typische Desquamation auch unter hu-miden Klimaverhältnissen eine gewisse Rolle. Nach WILHELMY (1958) sind solche Abschalun-gen und ähnliche mechanische Verwitterungs-formen auf Druckentlastungen und Kluftöffnun-gen nach Abtragungsprozessen verbunden mit Hydrations- und Hydrolyseeinwirkung, weniger auf Temperaturschwankungen zurückzuführen.

AHNERT (2003: 105) sieht die Druckentlas-tung als maßgeblichen Wirkfaktor an und be-zeichnet diese Form der Verwitterung daher als

I

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 55 __________________________________________________________________________ „Druckentlastungs-Exfoliation“. Er betont, dass sie ausschließlich in massiven Gesteinen, wie Granit, auftritt, da nur dort eine Bildung von Druckentlastungsklüften möglich ist (schiefrige oder bankige Gesteine reagieren mit Erweiterung der vorhandenen Klüfte).

MACHATSCHEK (1973: 28) stellt fest, dass die physikalische Verwitterung in den feuchten Tro-pen in Meeresnähe besonders wirksam ist, da dort Salze in die Klüfte eindringen, Wasser auf-nehmen und das Gestein sprengen. Ein ähnlicher Effekt durch wasseraufnehmendes Salz erfolgt auch bei der Vergrusung, dem Zersatz des Ge-steins. Zudem tragen auch Pflanzenwurzeln und Bodentiere zur mechanischen Zerkleinerung bei.

Fröste treten im Altkristallin der feuchten Tro-pen nur in den Höhenlagen einiger weniger Ge-birge auf, können dort aber ebenfalls ihre Wir-kung entfalten. In den ostbrasilianischen Gebir-gen mit der Serra dos Órgãos sind diese jedoch selten und auf die Gipfellagen beschränkt. Ther-mische Effekte, vor allem Temperaturschwan-kungen zwischen Tag und Nacht erreichen ihr Maximum auf freiliegenden Felsflächen (AH-NERT 2003). Dies sind in der Serra die höchsten Gebirgslagen sowie die Inselberge. Vor allem im Bereich der tagsüber sonnenbeschienenen Nord-hänge ist von großen Amplituden und damit ho-hen physikalischen Verwitterungsintensitäten auszugehen. Grundsätzlich gilt, dass in den höhe-ren, unbewaldeten oder nur spärlich bewachsenen Gebirgslagen die Bedeutung der physikalischen Verwitterung zu- und die der chemischen Verwit-terung abnimmt.

Da sich physikalische und chemische Ver-witterungsvorgänge in der Praxis nicht immer einwandfrei trennen lassen, schlug WILHELMY (1958) eine Unterscheidung zwischen Oberflä-chen- und Tiefenverwitterung vor. Diese prinzi-piell sinnvolle Trennung bringt jedoch anderwei-tige Probleme, vor allem die einer eindeutigen Definition mit sich, auf die an späterer Stelle noch näher eingegangen wird.

Der entscheidende Faktor für das Ausmaß und die Intensität der Verwitterungsvorgänge in den feuchten Tropen ist das Wasser bzw. die Durch-feuchtung. Dabei sind nach WIRTHMANN (1994) vor allem die Niederschlagsmenge und die Dauer der Durchfeuchtung (Regenzeit) maßgebend.

BREMER (1995) weist zudem auf die große Bedeutung des Reliefs hin, welches einen maß-geblichen Einfluss auf die Wasserbewegung hat. Darüber hinaus ist die Stärke der Verwitterung (und Bodenbildung) von der Beschaffenheit des Gesteins, insbesondere von seiner Klüftigkeit

abhängig (MACHATSCHEK 1973). Die (minerali-sche) Gesteinszusammensetzung wird hinsicht-lich ihrer Verwitterungsresistenz sehr unter-schiedlich beurteilt. Während BÜDEL (1977) und BREMER (1995) ihr nur eine untergeordnete Be-deutung beimessen, weist THOMAS (1980) für verschiedene Granite in Sierra Leone sehr diffe-renzierte Verwitterungseigenschaften nach.

Die Verwitterungsfront, verstanden als der Übergang vom Regolith (Verwitterungsdecke oder -mantel) zum Anstehenden, kann nach BRE-MER (1995: 5) zwei mögliche Formen aufweisen. Im ersten Fall ist zwischen dem intensiv verwit-terten Material und dem Anstehenden der Grus – kleine, kantige Gesteinsstücke von 2 bis 6 mm Durchmesser als Zerfallsprodukte körniger Ge-steine (z.B. Granit) – entwickelt. Die Gruslage ist meist 2 bis 5 cm dick, kann aber bei der Tiefen-verwitterung auch mehrere Dezimeter bis Meter betragen. Im zweiten, selteneren Fall besteht ein scharfer Übergang zwischen Boden und anste-hendem Gestein, was auch für in situ entstandene Profile gilt. Die Unterschiede erklärt sich BRE-MER (1995: 6) durch subterrane Wasserbewe-gung. Bei einem Interflow an der Grenze zwi-schen Verwitterungsdecke und Gestein entsteht ihrer Auffassung nach mit der Zeit ein scharfer Übergang, während sich bei langsamer Ver-witterung und längerer Durchfeuchtung der Grus bildet.

Die Verwitterungsfront kann relativ eben bis sehr unruhig ausgebildet sein, mit Inselbergen, Klippen oder Grundblöcken. Ursache hierfür sind unterschiedliche Durchfeuchtungsverhältnisse, die nach BREMER (1999) bei intensiver Verwitte-rung vor allem vom Relief gesteuert werden, so-wie eine jahreszeitliche – wenn auch nur kurze – Austrocknung.

Zahlreiche Autoren (u.a. GOUDIE 2002) wei-sen zudem auf die Bedeutung des Kluft- und Fugennetzes hin, welches ein unterschiedlich tiefes Eindringen des Sickerwassers ermöglicht. Andererseits schützen undurchlässige lehmige Verwitterungsrückstände das Gestein örtlich vor der Zersetzung, indem sie die Klüfte verstopfen. Als Folge entstehen sogenannte „geologische Orgeln, sackförmig in die Tiefe gehende, von Verwitterungsrückständen erfüllte Schlote und Taschen zwischen gut erhaltenen Gesteinspar-tien“ (MACHATSCHEK 1973: 29).

Weiterhin sind auch in den (heute) feuchten und wechselfeuchten Tropen Klimaänderungen seit dem Tertiär in die Überlegungen einzubezie-hen, die zu einer Verschiebung der Verwitte-rungsfront geführt haben können. BREMER

56 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ (1995: 10) gibt zu bedenken, dass durch eine Ab-nahme der Niederschläge und eine zunehmende Reliefierung eine ehemals einheitliche Verwit-terungsfront möglicherweise fortan nur noch „an bevorzugten Stellen in die Tiefe wächst“. Das relief- und/oder jahreszeitlich bedingte unter-schiedlich tiefe Eindringen des Sickerwassers hat zudem eine Isolierung einzelner Blöcke zur Fol-ge, die insbesondere im Granit schalenförmig verwittern. Diese sogenannten „Wollsäcke“ ent-stehen nach WILHELMY (1958) durch ein Zusam-menwirken von chemischer und physikalischer Verwitterung unterhalb der Bodenoberfläche, ty-pischerweise in feucht-warmen Klimaverhältnis-sen der Tropen.

Als Übergang vom Festgestein zum Regolith bildet sich der Saprolith. Es handelt sich hierbei um verwittertes, stets autochtones Festgestein, welches noch eine deutliche Kristallstruktur so-wie Klüfte und Quarzgänge aufweist, jedoch be-reits so stark angewittert ist, dass es, je nach Här-te, mit dem Messer abgeschabt oder von Hand zerkleinert werden kann. Die im Granit und Gneis besonders geringe Festigkeit des Saproliths resultiert nach AHNERT (2003: 113) aus einer „hydrolytischen Verwitterung der Feldspäte zu Ton und der Oxidierung eisenhaltiger Minerale“, wodurch das Gestein an Zusammenhalt verliert. Erst wenn dieser Zusammenhalt soweit aufgeho-ben ist, dass das Material krümelig zerfällt, sollte von Grus gesprochen werden.

Die Tiefenverwitterung (synonym: Tiefenver-grusung) ist nicht nur Gegenstand einer lang an-dauernden wissenschaftlichen Diskussion, son-dern auch ein Begriff, der in der geomorpho-logischen und bodenkundlichen Literatur unter-schiedlich interpretiert wird. Sie ist zentraler Bestandteil von BÜDELs „Theorie der doppelten Einebnungsfläche“ (1957, mod. 1970, 1977), wobei er hierunter eine tiefgreifende chemische Verwitterung versteht, an deren Untergrenze, der Verwitterungsfront, die Zersetzung voranschrei-tet.

Ähnlich einfach fasst auch WILHELMY (2002: 14) den Begriff der Tiefenverwitterung, indem er sie sie als „chemische Verwitterung, die weit in den Untergrund reicht“ definiert.

BREMER (1995: 13) macht hingegen zwei Einschränkungen, nämlich dass sie „zumindest zum Teil im Grundwasser erfolgt“ und „im Ver-gleich zur Umgebung ungewöhnlich große Ver-witterungstiefen bezeichnet“. Sie unterscheidet zwei grundsätzliche Formen der Tiefenverwitte-rung, die Vergrusung und die Kaolinisierung, die

beide mehrere Zehner Meter (bis über 100m) tief reichen können. Die Frage, unter welchen Bedin-gungen eine Kaolinisierung und unter welchen eine Vergrusung stattfindet, ist nach ihrer Auffas-sung bislang ungeklärt. Bei beiden Formen der Tiefenverwitterung handelt es sich um räumlich begrenzte, taschenförmige Vorkommen, die vor-zugsweise in sauren Kristallingesteinen auftreten und durch Kappung des Profils heute auch an der Oberfläche liegen können.

Nach STRAKHOV (1967) ist die Tiefenverwit-terung durch eine im Profil von unten nach oben hin zunehmende chemische Verarmung gekenn-zeichnet. Für den tropischen Wald sieht die ide-altypische Profilabfolge so aus, dass über dem Anstehenden ein chemisch wenig veränderter Gesteinszersatz folgt und über diesem jeweils eine Schicht, die durch die Dominanz von Drei-schicht- (v.a. Montmorillonit) bzw. Zweischicht-Tonmineralen (v.a. Kaolinit) charakterisiert ist. Die oberste Schicht setzt sich aus verarmten Al-liten und Ferraliten zusammen, in Richtung Sa-vanne kommt es unter wechselfeuchten Klima-verhältnissen zunehmend zu Ausbildung von Lateritkrusten. Sein viel zitiertes Meridionalprofil gibt den grundsätzlichen Mechanismus für die feuchten Tropen, nämlich eine fortschreitende Verwitterung von der Basis nach oben, oder an-ders ausgedrückt, eine zunehmende Verwitterung von bereits vorverwittertem Material generalisiert wieder, in der Realität können jedoch unter-schiedlich mächtige Reaktionshorizonte auftre-ten. Zudem ist die implizierte Umwandlung von Montmorillonit in Kaolinit heute umstritten. So belegt BREMER (1995) mit Dünnschliffen, dass diese wohl eher als Ausnahme zu betrachten ist.

Prinzipiell müssen für die Tiefenverwitterung sehr lange Zeiträume in Betracht gezogen werden (OLLIER 1988). Nur so sind – besonders unter Berücksichtigung der Schwankungen des Grund-wasserspiegels von meist maximal 10 m – die mächtigen Verwitterungsdecken der Tropen zu erklären.

Die Verwitterungsraten sind kaum abzuschät-zen, da wegen des langsamen Voranschreitens der Verwitterung eine direkte Messung äußerst schwierig ist. So haben bisherige Messungen sehr große Spannweiten von 0,01 bis 4 mm/Jahr er-geben (BRUNDSEN 1979, zit. n. BURGER 1992). Hierin könnten sich die unterschiedlichen lokalen Verwitterungsbedingungen und Gesteinsunter-schiede, möglicherweise aber auch Messunge-nauigkeiten widerspiegeln.

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 57 __________________________________________________________________________ 4.1.4 Inselberggenese

nselberge spielen eine Schlüsselrolle in der Tropenmorphologie. In der Serra dos Órgãos

sind sie in Teilen landschaftsprägend. Ihre Ent-stehung ist Gegenstand verschiedener Theorien, denen lediglich gemein ist, dass Inselberge durch Verwitterung und Abtragungsprozesse aus dem sie umgebenden Gestein (bzw. Verwitterungs-mantel) freigelegt wurden. WIRTHMANN (1994) stellt vier Grundhypothesen zu ihrer Entstehung gegenüber, von denen seiner Ansicht nach bis heute keine eindeutig bewiesen oder widerlegt ist: (1) Inselberge sind „Härtlinge“, also im weitesten

Sinne petrographisch bedingt; (2) Inselberge entstehen durch divergierende Ver-

witterung und Abtragung, sind also topogra-phisch bedingt;

(3) Inselberge sind Folge von Vegetationszyklen

mit Bewaldung, Verwitterung, Bodenverar-mung, Waldsterben und Bodenabtrag;

(4) Inselberge entstehen durch parallelen Hang-

rückzug. Die Verfechter der petrographischen Variante sehen die Ursachen der Inselbergbildung primär in Gesteinsunterschieden (Petrovarianz) zwischen Inselberg- und umgebendem Gestein. Inselberge werden demnach im Verwitterungsmantel vorge-prägt (Grundhöcker im BÜDEL´SCHEN Sinne, 1957) und während der Flächentieferlegung durch selektive Verwitterung von Inselbergkör-per und Begleitgestein herauspräpariert. Als mögliche Ursachen der unterschiedlichen Ge-steinsbeschaffenheit werden von KING (1975) eine durch Tektogenese oder Metamorphose be-dingte Kluftfreiheit oder -armut sowie eine meta-somatische Verfestigung durch Quarzimprägna-tion des Inselberggesteins genannt.

BREMER (1981) sieht in der Petrovarianz keine hinreichende Erklärung für die Inselberg-entstehung. In ihrer Argumentation bezieht sie sich vor allem auf Untersuchungen von BÜDEL (1977: 118), nach denen „der Umriss von Insel-bergen fast nie mit einem Gesteinwechsel über-einstimmt“. Allerdings ist dieser auch nicht im-mer so klar auszumachen, da das umgebende Gestein ja nicht mehr vorhanden ist. BREMER (1971) selbst vertritt das zweite Modell, das der „divergierenden Verwitterung und Abtragung“,

welches auf BÜDELs Konzept der doppelten Ein-ebnungsfläche fußt.

Die divergierende Verwitterung und Abtra-gung setzt demnach an den Grundhöckern an, die an der Verwitterungsbasis in Form von Schildin-selbergen (BÜDEL 1957, 1977) auftreten. Die Entstehung dieser zunächst nur flachen Gestein-sausbisse ist auf eine unterschiedliche Durch-feuchtung benachbarter Flächen zurückzuführen. Diese wiederum bedingt eine unterschiedliche Verwitterung und Abtragung, so dass die Insel-berge relativ gesehen aus der Fläche herauswach-sen. Durch abfließendes Regenwasser erhalten sie dann zusätzliche Verwitterungs- und Ab-tragsimpulse (siehe Abb. 4.1.2).

In jüngeren Veröffentlichungen weist BRE-MER (1993, 1995) allerdings darauf hin, dass das Modell einer Weiterentwicklung bedarf, da die für die wechselfeuchten Tropen vorausgesetzte einheitliche Verwitterung so nicht existiert und selbst in den immerfeuchten Tropen eine stärkere Differenzierung der Böden besteht. Als mögliche Erklärungen führt sie „eine zunehmende Reliefie-rung, ausgelöst durch Heraushebung und quar-täre Meeresspiegelschwankungen“ an und fol-gert, dass das Modell vielleicht nur für ältere Zei-ten („Mitteltertiär und älter“) Gültigkeit besitzt (BREMER 1995: 4).

WIRTHMANN (1994: 179) hält es hingegen für möglich, dass ein Kompromiss zwischen den Hypothesen (1) und (2) der Wahrheit am nächs-ten kommt. Demnach wäre es möglich, dass In-selberge eine strukturelle Anlage besitzen, ent-sprechend freigelegt werden, dann der divergie-renden Verwitterung und Abtragung unterliegen und auf diese Weise weitergeformt werden.

FREISE (1938) und BAKKER (1958) entwi-ckelten eine dritte Theorie, welche die Entste-hung monolithischer Bornhardts erklären soll. Demnach sind für ihre Formung Vegetations-zyklen mit den Stadien Bewaldung, Verwitte-rung, Bodenverarmung, Waldsterben und Boden-abtrag unter Regenwaldbedingungen verantwort-lich. Besonders zu erwähnen ist, dass FREISE (1932, 1938) seine Theorie auf Untersuchungen im brasilianischen Bundesstaat Rio de Janeiro, unter anderem in der Serra dos Órgãos, stützt.

Eine vierte Theorie, die unter anderem von WIRTHMANN (1977) und AHNERT (1982) vertre-ten wird, sieht die Entstehung isoliert liegender Inselberge in einem parallelen Hangrückzug be-gründet. Als Voraussetzung für die Bildung ist eine Wasserscheiden- und Zwischentalscheiden-

I

58 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ situation erforderlich, was allerdings für die meisten Inselberge nicht zutrifft. Daher ist diese Entwicklungsform als Sonderfall, beispielsweise auf Bergfußflächen, anzusehen. Zudem handelt es sich im Gegensatz zu den typischen Inselberg-schwärmen der Ebenen um Einzelvorkommen.

Die Inselberge der Bucht von Rio de Janeiro zei-gen, dass zur Inselbergbildung nicht zwangsläu-fig Flächenbildung gehört. Die typischen Zucker-hüte sind vielmehr Teil eines heute teilweise un-tergetauchten Talsystems, aus dessen Talhängen sie herauspräpariert wurden (WIRTHMANN 1994).

(a) (b)

Glocken- oder Dominselberg Blockinselberg

Abb. 4.1.2 Schema der Inselbergentwicklung (nach BREMER 1995; Originaltext gekürzt und leicht verändert)

Langsames relatives Herauswachsen eines Inselberges unter gleichmäßiger, starker Durchfeuchtung (a) und weniger/auch wechselnd feuchten Verhältnissen (b). Bei (a) sorgt die tiefe Verwitterung für steile Hänge; Petrovarianz und morphologische Lage bedingen kleinste Absätze. In den letzten Stadien ist eine leichte Diffe-renzierung der Durchfeuchtung angenommen: Bildung einer Randsenke auf der linken, eines Sockelhanges auf der rechten Seite. Bei (b) ist die Verwitterung weniger intensiv, so dass Grundblöcke im Boden stecken. Diese bleiben bei langsamer Entblößung des Inselberges auf dem anstehenden Gestein liegen. Typisch sind Absätze unterschiedlicher Neigung und Sockelhänge.

4.1.5 Fluviale Formung

ie Flussarbeit in den Tropen ist nach BRE-MER (1999) durch zwei wesentliche Merk-

male charakterisiert, die unmittelbar mit der in-tensiven chemischen Verwitterung zusammen-hängen: Zum einen transportieren die Flüsse kaum Schotter, zum anderen erfolgt eine Eintie-

fung vorverwitterter Linien, die BÜDEL (1977) als Linienspülung bezeichnet. Wenn doch aus-nahmsweise Schotter vorhanden sind, so bilden sie keine geschlossenen Schottersohlen, sondern werden nur einzeln transportiert. Lediglich am Fuß junger Hebungsgebiete, wie beispielsweise

D

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 59 __________________________________________________________________________ von LÖFFLER (1977) in Neuguinea beschreiben, finden sich größere Schottervorkommen.

Kontrovers diskutiert wird die Bedeutung der Tiefenerosion tropischer Flüsse. BÜDEL (1957) wies im Zusammenhang mit der Theorie der dop-pelten Einebnungsfläche darauf hin, dass tropi-schen Flüssen die „Erosionswerkzeuge“ in Form von Schottern fehlen, eine Auffassung der sich zahlreiche Autoren anschlossen (u.a. THOMAS 1974, DEMANGEOT 1976, BREMER 1981, WIL-HELMY 2002). BREMER (1999: 70) schloss hier-aus, dass tropische Flüsse generell „nur eine ge-ringe mechanische Tiefenerosion ausüben“, was gleichermaßen für die rückschreitende Erosion gilt. Die mechanische Arbeit der Flüsse sei im Übrigen besser als „Ausnagen“ zu bezeichnen, wobei der Begriff die Ausspülung von vorver-wittertem Material beschreibt.

Im Gegensatz dazu sieht WIRTHMANN (1994: 100) für die feuchten Tropen – zumindest im Flachland – eine „generelle Tendenz der Flüsse zur Tiefenerosion“ gegeben. Er stützt sich unter anderem auf ROHDENBURG (1969) und SEUF-FERT (1976), nach deren Untersuchungen auf-grund einer höheren Infiltration und Grundwas-serbildung auf der einen Seite sowie eines schwä-cheren und weniger wirksamen Abflusses auf der anderen Seite die Zerschneidungstendenz von der Wüste in Richtung Regenwald konstant zunimmt.

Für eine Talbildung unter vollhumiden Klima-verhältnissen und unter der Voraussetzung einer Waldbedeckung spricht sich auch LOUIS (1957) aus. Demnach besitzen die Flüsse der vollhumi-den Tallandschaften durch das Vorherrschen von Suspension und Lösung bei einem nur geringen Bodentransport einen Überschuss an potentieller Energie, den sie in Erosion umsetzen. Allerdings gibt WIRTHMANN (1994: 100ff.) einige Gegen-beispiele aus den vollhumiden Tropen (Teile von Sri Lanka, Hochland von Assam und Guyana), in denen keine vollständige, tiefe Zertalung statt-gefunden hat und die Längsprofile der Flüsse von häufigen Gefällsbrüchen gestört werden.

Für die wechselfeuchten Tropen gehen die meisten Autoren von einer vorherrschenden Flä-chenspülung und nur geringen Tiefenerosion der Flüsse aus (u.a. BÜDEL 1957, 1977, WILHELMY 1974, 2002, DEMANGEOT 1976). BÜDEL (1957, 1977) betrachtet die wechselfeuchten Tropen da-her als Zone exzessiver Flächenbildung.

Andere Autoren, wie ROHDENBURG (1969, 1983) und SEUFFERT (1976) sehen die heute an-zutreffenden Rumpfflächenlandschaften hinge-gen als Resultat flächenhafter Abtragungspro-zesse unter Klima- und Vegetationsverhältnissen,

die heute so nicht mehr anzutreffen sind. Diese zeichneten sich nach ihrer Auffassung durch eine aufgelockerte Vegetation und zeitlich wie räum-lich variable Starkregen aus.

Fasst man die bisherige Diskussion zusam-men, so fällt vor allem auf, dass sich die Argu-mentation bezüglich der Fähigkeit tropischer Flüsse zur Tiefenerosion in erster Linie auf zwei Faktoren stützt: a) die „Erosionswerkzeuge“ (bzw. Energie) und b) klimatische Faktoren, wo-bei zwischen immer- und wechselfeucht sowie aktualistischen und vorzeitlichen Klimaten unter-schieden wird.

WIRTHMANN (1994: 104/105 und 121ff.) kri-tisiert jedoch zu Recht, dass durch eine derartige Generalisierung die Realität nur unzureichend bzw. falsch abgebildet wird. So gilt die einge-schränkte Erosionsfähigkeit der Flüsse nur für den tief eingerumpften Gondwana-Sockel und bestimmte widerstandsfähige Deckgesteine, wäh-rend tropische Flüsse in geologisch jungen Land-schaften zu einer raschen und intensiven Zer-schneidung fähig sind. Relief und Petrovarianz haben demnach einen ganz entscheidenden Ein-fluss auf die Erosionsleistung der Flüsse.

Auch BREMER (1999: 66f.) stellt die Tektova-rianz unter verschiedenen Klimaten besonders heraus. Sie unterscheidet dabei zwischen immer-feuchten, wechselfeuchten und semiariden bis ariden Klimaten sowie fünf Stufen unterschied-lich starker Hebung, die in ihrem Zusammenspiel verschiedene geomorphologische Formen und Tendenzen zur Flächenbildung hervorbringen. Südostbrasilien gehört demnach zum „immer-feuchten Klimabereich“ mit „deutlicher He-bung“. Als charakteristische geomorphologische Formen stellt sie Breit- und Engtäler innerhalb eines Hügellandes, steile Hänge mit Kerben und Klippen oder aber flache Hänge <10° mit breiten Mulden, Flüsse mit Stromschnellen und Wasser-fällen, gelegentlichen Talfüllungen sowie „halbe Orangen“ als Sonderformen heraus. Mit dieser Zuordnung differenziert sie nicht nur die Zonie-rung BÜDELS (vgl. Kap. 4.1.1), sondern betont auch deutlicher die besonderen Bedingungen in jungen Hebungsgebieten, wie dem der Serra do Mar.

Die Längsprofile tropischer Flüsse im Altkri-stallin sind im Vergleich zu denen der gemäßig-ten Breiten steiler und stärker gestuft. Typisch sind Gefällsbrüche, wie Katarakte und Wasser-fälle, die aufgrund fehlender Erosionswerkzeuge nur langsam stromaufwärts wandern, so dass das Längsprofil der Flüsse lange erhalten bleibt (WILHELMY 2002). BAKKER (1958: 125) spricht

60 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ daher von einem „Dauerjugendstadium“ tropi-scher Flüsse.

Nach BREMER (1999) entstehen die Gefälls-brüche durch Freispülen der Verwitterungsfront (Linienspülung), wobei sie der Petrovarianz eine nur untergeordnete Bedeutung beimisst. Demge-genüber betrachtet WIRTHMANN (1994: 104) ge-rade diese als entscheidenden Faktor. Er beruft sich dabei auf Untersuchungen von BAKKER (1965: 18) in Suriname, wonach Gefällsbrüche in der Regel an „extrem kluftarme und gleichzeitig mineralogisch-chemisch besonders resistente Ge-steinspakete geknüpft sind“.

Auch Untersuchungen von SILVA et al. (1993) im Einzugsgebiet des Bananal, eines Nebenflus-ses des Paraíba do Sul, belegen eine deutliche Abhängigkeit der Gefällsbrüche von der Klüf-tung. Im gleichen Gebiet beobachteten DANTAS et al. (1994), dass sich die Täler im Bereich der Gefällsbrüche verengen, wobei oberhalb der Brü-che verstärkt Sedimente zur Ablagerung kom-men.

In Bezug auf die Seitenerosion tropischer Flüsse betont AHNERT (2003), dass sich die pri-märe Arbeit auf den Unterwasserbereich des Ufers beschränkt, so dass es zu einer Unter-schneidung der Uferböschung kommt. Dies führt zu einer zunehmenden Versteilung, wodurch die Uferböschung instabil wird, was zu Abbrüchen führt. Die Stabilität der Uferböschung hängt wie-derum von verschiedenen Faktoren ab und vari-iert je nach Jahreszeit und Abflussgang. So ver-mindert positiver Porenwasserdruck, z.B. bei Grundwasseraustritt ebenso die Festigkeit wie ei-ne Wassersättigung nach Hochwässern. Schließ-lich spielt auch die Vegetation zur Stabilisierung eine bedeutende Rolle (SOUSA ARAUJO et al. 2005).

Nach BREMER (1999) sind die Talformen im tropischen Kristallin weniger durch Flusserosion als durch Verwitterung und Ausspülung be-stimmt, wobei beide der subterranen Durch-feuchtung folgen. Daher sind die Täler unregel-mäßig in Breite und Längsprofil, wobei intra-montane Becken (bzw. Ebenen oder „Flächenin-seln“ nach BÜDEL 1977) als Bereiche intensiver Ausspülung gedeutet werden.

Da Schotter außerhalb junger Hebungsgebiete weitgehend fehlen, besteht das Transportgut tro-pischer Flüsse im Altkristallin hauptsächlich aus Sand, Schluff, Ton und gelösten Stoffen, wobei letztere vor allem aus der chemischen Verwitte-rung und nur zu einem geringen Teil aus atmo-sphärischen Einträgen stammen (GOUDIE 2002: 400f).

Die Beziehungen zwischen den Korngrößen und den kritischen Fließgeschwindigkeiten für Ero-sion, Transport und Ablagerung wurde von HJULSTRÖM (1935) schon früh erkannt und mün-deten in sein bekanntes Diagramm. Nach wie vor schwierig ist jedoch die Abschätzung der Anteile von Schweb-, Lösungs- und Geschiebefracht, da sich vor allem letztere kaum messen lässt. GOUDIE (2002: 400) beziffert das Verhältnis nach grober Schätzung auf 5:4:1, räumt aber ein, dass es sich um einen Durchschnittswert handelt, von dem einzelne Flüsse stark abweichen können.

Klar ist hingegen, dass die Geschiebefracht in den schotterarmen tropischen Flüssen im We-sentlichen aus Grobsand, daneben auch Mittel- und Feinsand besteht, während es sich bei den Schwebstoffen um Schluff und Ton, sowie in Ab-hängigkeit von der Fließgeschwindigkeit auch um Mittel- und Feinsand handelt. In den Auen und intramontanen Becken kommt es bei Hoch-wasser so zur Ablagerung der Schwebstoffe, die als Auelehme bei entsprechender Drainage und Düngung bevorzugte landwirtschaftliche Pro-duktionsstandorte darstellen.

Während es in den Einzugsgebieten großer tropischer Flüsse zu extremen Wasserspiegel-schwankungen zwischen Regen- und Trockenzei-ten kommt, sind für kleine, gebirgige Einzugs-gebiete aufgrund lokal auftretender extremer Nie-derschlagsereignisse räumlich begrenzte Hoch-wasserwellen typisch (WIRTHMANN 1994: 67f.). Im Regenwald kommt es bei sehr kleinen Bächen zu einem episodischen Fließen, d.h., die Bäche fließen kurz nach Beginn des Starkregens, ver-siegen aber schon nach kurzer Zeit. Erst bei ei-nem größeren Einzugsgebiet (ab ca. 1 km²) sam-melt sich das Wasser langsamer, so dass sich auch der Wasserstand nur allmählich erhöht, da-durch jedoch über längere Zeit ein hoher Abfluss aufrechterhalten wird. Die Rodung großer Wald-flächen führt zu einem deutlich schnelleren Ab-fluss und einer entsprechend stärkeren Hochwas-serwelle.

Die fluvialen Denudationsraten sind für die Abtragsgeschwindigkeit der Erdoberfläche ein maßgeblicher Parameter. GOUDIE (2002: 401) liefert diesbezüglich eine interessante Zusam-menstellung verschiedener Arbeiten und kommt zu dem Schluss, dass die Ansichten über die ma-ximalen Denudationsraten weit auseinanderdrif-ten, mit einem Spektrum, welches von verglet-scherten Einzugsgebieten, über semiaride Regio-nen bis hin zu tropischen Gebirgsregionen reicht. Die detaillierteste Analyse mit über 1.500 Mess-stationen stammt von WALLING & KLEO (zit. n.

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 61 __________________________________________________________________________ GOUDIE 2002: 402). Hiernach sind die Jahres-zeitenklimate (mediterran, semiarid und tropisch-monsunal) und die Hochgebirgsregionen die Ge-biete mit den aktuell höchsten Denudationsraten (>500 t/km²/a). Für den Südosten Brasiliens mit

der Serra dos Órgãos wird von mittleren Raten ausgegangen (50-500 t/km²/a), während Zentral- und Südbrasilien nur geringe abgeführte Sedi-mentmengen aufweisen (<50 t/km²/a).

4.1.6 Hangformung und Sedimentation

ie in den feuchten Tropen häufig anzutref-fenden tiefgründigen Verwitterungsprofile

lassen nach GOUDIE (2002: 251) darauf schlie-ßen, dass der Materialtransport unter Waldbede-ckung langsamer als die Nachlieferung von Ver-witterungsmaterial ist. Dennoch ist bei hohen Niederschlagsmengen und -intensitäten, großen Neigungen, geringer Vegetationsbedeckung und geringen Humusgehalten der Waldböden sowie der Undurchlässigkeit vieler tonreicher Böden auch ein Oberflächentransport durch den soge-nannten Rainsplash möglich. Ähnlich argumen-tiert auch BREMER (1981), die auf eine Armut an Bodenvegetation durch Lichtmangel und wenig anfallende Laubstreu durch eine rasche Humifi-zierung in Regenwäldern hinweist.

Wenngleich WIRTHMANN (1994: 66) zurecht betont, dass Regenwaldökosysteme „floristisch und vegetationsmäßig, aber auch edaphisch ver-schieden ausgestattet sind“, so ist doch unstrittig, dass Regenwälder im Vergleich zu anderen, lich-teren Vegetationsformen über effektivere Mecha-nismen zum Schutz gegenüber Bodenabträgen verfügen.

Nach THOMAS (2002: 2) umfassen die unver-festigten Sedimente der feuchten Tropen ein wei-tes Spektrum von mehr oder weniger stark ver-änderten und kaum verlagerten Verwitterungs-produkten bis hin zu Schwemmfächern und Abla-gerungen von Rutschungen. Die damit an Hängen in Verbindung stehenden geomorphologischen Prozesse sind die der Denudation und spontaner Massenbewegungen. Die Denudation wirkt ge-meinsam mit der Flussarbeit im fluvialen System.

Die meisten Sedimente in den feuchten Tro-pen lassen sich als Kolluvien und alluviale Abla-gerung deuten, die im Hinblick auf die quartäre Landschaftsgenese Hinweise auf eine episodische Sedimentation geben (THOMAS 2002). Diese lässt wiederum Schlüsse auf Klimaschwankungen und mit diesen einhergehende Vegetationsänderungen zu. Vorausgesetzt wird, dass die Hangstabilität bzw. die Sedimentationsbedingungen in direkter Beziehung zu den jeweils herrschenden Umwelt-bedingungen stehen, wobei die Intensität der Nie-

derschläge und die unterschiedlich starke Boden-schutzfunktion durch die jeweilige Vegetations-bedeckung als die wesentlichen Faktoren anzu-sehen sind. Beide werden maßgeblich von der globalen Zirkulation bestimmt. Ab dem Spät-pleistozän kommt zudem der Mensch als Wirk-faktor hinzu, der durch Entwaldung und Landnut-zung in die natürliche Prozessdynamik eingreift.

Für die Rekonstruktion der quartären Land-schaftsgenese wird den Hangprozessen in der brasilianischen Geomorphologie seit den Arbei-ten von AB´SABER und BIGARELLA (vgl. Kap. 4.1.1) große Aufmerksamkeit gewidmet. Hierauf aufbauend führten MEIS et al. (1975), MEIS & MACHADO (1978) sowie MEIS & MOURA (1984) Untersuchungen zur Hangentwicklung und Pedi-mentbildung in den Tälern des Rio Doce und Rio Paraíba, den Haupteinzugsgebieten des südost-brasilianischen Plateaus, durch. Ein wesentliches Ergebnis ist, dass die Entstehungsmuster der ty-pischerweise konvex-konkav geformten Hänge in zeitlich und räumlicher Hinsicht unterschiedlich sind. Gleichwohl konnten drei regional bedeutsa-me Perioden mit besonders hohen Erosionsraten identifiziert werden: das mittlere und späte Pleis-tozän sowie das frühe Holozän. Dazwischen bzw. danach herrschte relative Stabilität mit verstärkter Bodenbildung.

In den Arbeiten von MEIS et al. (1975) und MEIS & MACHADO (1978) wird der Begriff des „Rampa-Komplex“ geprägt, der eine charakteris-tische geomorphologische Form des südostbra-silianischen Kristallins beschreibt. Eine Rampa setzt sich demnach aus einer Erosionshohlform im steileren, oberen Hangbereich und einem kol-luvial Sedimentationsbereich im Unterhangbe-reich, der in die Talachse übergeht, zusammen. Im Talbereich kommt es daher zur Ablagerung kolluvialer und alluvialer Sedimente (Abb. 4.1.3).

Die Genese einer Rampa ist zeitlichen Um-formungsprozessen unterworfen, so dass sich ei-ne sedimentäre Abfolge verschiedener kolluvialer und alluvialer Sedimente ergibt. Einzelne Ram-pas schließen sich zu einem Rampa-Komplex zu-sammen, wobei kleinere Rampas größere nähren.

D

62 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ In Afrika beschreibt der französische Begriff „glacis“ eine ähnliche Struktur (THOMAS 2002: 3). Häufig entsteht auf diese Weise eine Form, die an ein Amphitheater erinnert und in der bra-silianischen Literatur auch so bezeichnet wird.

Arbeiten von AVELAR & COELHO NETTO (1992a, b) im Einzugsgebiet des Bananal be-schäftigten sich mit der Verbreitung und den Ent-stehungsmechanismen von Hohlformen innerhalb der Rampa-Komplexe. Dabei kamen sie zu dem Ergebnis, dass zwei Typen dominieren: eine mu-schelförmige, breite und flache Form, sowie eine relativ tiefere und längere, die sich am unteren Ende abrupt verengt. Die Mehrzahl der Hohl-formen ist im geologischen Untergrund angelegt und an aufsteigende bzw. artesische Grundwas-serströme in den Klüften oder an unterschiedlich durchlässige Gesteine gebunden. Das aufsteigen-de Grundwasser führt zur Durchsickerung und Bildung unterirdischer Tunnel im Saprolith, die nach ihren Zusammensturz einen offenen Kanal freilegen. Durch Hangrückzug und Rutschungen öffnet sich der Kanal nach oben hin und bildet die typische Amphitheater-Form aus. Die Auf-weitung und der weitere Hangrückzug erfolgen episodisch; das Wachstum kleinerer Sub-Kanäle und Täler ist wahrscheinlich an Schnittstellen im Kluftsystem gebunden. Die im Pleistozän ange-legten Rampa-Systeme wurden im Holozän über-formt, wobei größere, flächige Hohlformen ten-

denziell kolluvial verfüllt wurden, während sich lineare Strukturen durch Rückzug hangaufwärts weiterentwickelten.

In jüngerer Zeit untersuchte COELHO NETTO (1999) Ablagerungen im Einzugsgebiet des Ba-nanal mittels C14-Datierung. Sie bestätigt die Er-gebnisse von MEIS & MOURA (1984), wonach es zwischen 10.000 und 8.000 B.P. zu einer ver-stärkten Instabilität und damit einhergehenden Sedimentation gekommen ist, während die Zeit zwischen 8.000 und 2.000 B.P. eine Phase relati-ver Stabilität darstellt. Für die Zeit zwischen 2.000 und 500 B.P. wurden einzelne, jedoch nicht durchgängige kolluviale Ablagerungen nachgewiesen, so dass hieraus kein eigenstän-diger Erosionszyklus abgeleitet werden konnte. Pleistozäne Ablagerungen wurden nur in höheren Hanglagen sowie an der Basis von Schwemm-fächern im Übergangsbereich vom Hang zum Talbereich nachgewiesen. Hier wurden zudem stratigraphische Inversionen beobachtet, die mit jüngeren Umlagerungsprozessen zu erklären sind. Im gesamten Talbereich fehlen pleistozäne Abla-gerungen.

Ein letzter bedeutsamer Zyklus begann im Ba-nanal vor 200 Jahren mit dem Kaffeeanbau. DANTAS & COELHO NETTO (1995: 23f.) rekon-struierten für diesen deutlich höhere Sedimentati-onsraten als für den Übergang Pleistozän/Holo-zän.

Abb. 4.1.3 Rampa-Komplex (nach MOURA 1990, mod. nach MELO et al. 2005)

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 63 __________________________________________________________________________ COELHO NETTO (1997) konnte zudem mit histo-rischen Dokumenten belegen, dass es im Zuge des Kaffeeanbaus während Stürmen verstärkt zu Sturzbächen und Schlammströmen kam. Die Auensedimente wurden zum weitaus überwie-genden Teil in der Zeit zwischen 200 und 100 B.P. abgelagert (COELHO NETTO 1999).

OLIVEIRA & MEIS (1985) widmeten sich der Frage, in wie weit rezente Formen der Graben-erosion (Gullies) an ältere Hohlformen gebunden sind. Bei ihren Untersuchungen im mittleren Tal des Rio Paraíba do Sul stellten sie fest, dass Gul-lies in verschiedenen Geländepositionen auftre-ten, relativ gehäuft jedoch im Bereich der Rampa-Komplexe.

Untersuchungen von COELHO NETTO & FER-NANDES (1990) OLIVEIRA et al. (1994) sowie COELHO NETTO (1997) beschäftigten sich mit der Entwicklung und Verbreitung von Gullies. In dem von ihnen untersuchten Einzugsgebiet sind diese vorwiegend im regionalen Grundwasser-netzwerk angelegt (83% der 117 untersuchten Gullies). Die übrigen 17% entstanden in kleinen Hohlformen oder Quellbereichen. Zudem wurden Häufungen in Abhängigkeit vom geologischen Untergrund und Kluftsystem nachgewiesen.

Nach COELHO NETTO (1999, 2003) folgte die Entwicklung der Gullies primär den im Pleisto-zän angelegten Strukturen, wobei die Entwick-lung in zwei Phasen ablief. Zunächst wurden die Füllungen der pleistozänen Hohlformen entfernt, anschließend entwickelte sich der Gully im Sa-prolith weiter. Die Entwicklung begann demnach

an der Basis der quartären Ablagerungen, wo die-se durch die Gerinne angeschnitten wurden. Es folgte die Ausbildung eines Tunnels entlang der Hauptachse der vorgeprägten Hohlform. Dieser brach ein, die quartären Füllungen wurden ausge-waschen und die Entwicklung schritt im Sapro-lith voran, begleitet von seitlichen Rutschungen. Es kam zur Ausbildung neuer Rampa-Komplexe, gefolgt von Pedimentierung.

Eine zweite charakteristische geomorphologi-sche Form neben den Rampas sind die sogenann-ten „halben Orangen“ (Meias laranjas). Hierbei handelt es sich um konvex geformte, oft in Schwärmen auftretende Kuppen, die als Ergebnis der Landschaftsfragmentierung zu deuten sind. Diese Fragmentierung ist an unterschiedliche Prozesse gebunden. So beschreibt ROHDENBURG (1982:85ff.) im Einzugsgebiet des Rio Ribeira in São Paulo halbe Orangen, die aus einer Zer-schneidung von Flussterrassen hervorgegangen sein sollen. Zwischen den Kuppen entstanden in-folge von Lateralerosion vernässte Talböden (Talbodenpedimentation).

COELHO NETTO (1999) wiederum sieht halbe Orangen typischerweise aus einem Zusammen-schluss und einer Ausweitung verschiedener Rampa-Komplexe hervorgegangen.

Schließlich beschreibt BIBUS (1983: 92) Meias laranjas aus der Küstenzone bei Rio de Janeiro, die wahrscheinlich aus älteren Fußflä-chen durch Lateralerosion herausgeschnitten wurden. Das Profil einer solchen halben Orange ist in Abb. 4.1.4 dargestellt.

Abb. 4.1.4 Halbe Orange (Meia laranja) bei Rio de Janeiro (nach Bibus 1983)

7 1

2

4

3 5

7 8

6 8

6 7 5

Rotlehm (kann auch fehlen) Granitzersatz Festere Granitpartien Quarzgänge

Umgelagerter Rotlehm Gangquarz - Schwemmschutt Gelbe schluffige Deckschicht z.T. versumpfte Senken

64 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ 4.1.7 (Gelb)braune Böden und Steinlagen

HARTER (1949) wies darauf hin, dass die Böden der feuchten Tropen Südamerikas

und Afrikas typischerweise aus drei Horizonten aufgebaut sind: einem Oberboden (topsoil, sur-face mantle), einer Steinlage (stoneline) sowie ei-nem darunter befindlichen Regolith oder Sapro-lith (von ihm als “weathered bedrock“ bezeich-net). Er griff damit auf Beobachtungen zurück, die schon DARWIN (1840, 1881) und WALLACE (1870), letzterer in Brasilien gemacht hatten. Der Begriff „stone line“ geht auf SHARPE (1938) zurück.

In späteren Untersuchungen, vor allem im tropischen und subtropischen Südamerika und Afrika, beschrieben zahlreiche Autoren eine als Decklehm, Deckschicht, gelbbrauner Boden oder hillwash bezeichnete Lage (u.a. AB´SABER 1969, 1982, BIGARELLA 1975, CHAUVEL 1977, SEM-MEL & ROHDENBURG 1979, BIBUS 1983, BORK & ROHDENBURG 1983, CHAUVEL et al. 1987, LUCAS et al. 1988, 1990, LICHTE 1990, LICHTE & BEHLING 1999 in Brasilien sowie FÖLSTER 1968, 1969, ROHDENBURG 1969 und SEMMEL 1982 in Nigeria). Diese ist meist 1 bis 2 m, bisweilen aber auch über 10 m mächtig, gelb- bzw. hellbraun, und befindet sich häufig über einer Steinlage und einem älteren roten Boden (Latosol) bzw. Eisen-anreicherungshorizont (Plinthit). Eine Steinlage muss allerdings nicht zwangsläufig ausgebildet sein. Zudem sind die physikalischen und chemi-schen Eigenschaften der Deckschicht regional verschieden.

Die Deutungen dieser Deckschicht gehen bis heute auseinander und sind Gegenstand verschie-dener Theorien. Häufig wurden sie zusammen mit Steinlagen diskutiert, die gleichermaßen von zahlreichen Autoren vor allem für das tropische und subtropische Südamerika und Afrika, aber auch für Nord- und Mittelamerika, Asien und Australien beschrieben und zur Interpretation der Morpho- und Pedogenese herangezogen wurden (CHARTER 1949, NYE 1954, BRÜCKNER 1955, PARIZEK & WOODRUFF 1957, RUHE 1959, JES-SUP 1960, WATSON 1961, TRICART 1965, VOGT 1966, BREMER 1967, 1995, FÖLSTER 1969, ROH-DENBURG 1969, 1971, COLLINET 1969, RIQUIER 1969, SÉGALEN 1969, SPÖNEMANN 1974, THO-MAS 1974, BIGARELLA & BECKER 1975, OJANY 1976, STOCKING 1978, SEMMEL & ROHDEN-BURG 1979, 1982, AHNERT 1983, BIBUS 1983, MCFARLANE 1983, FAIRBRIDGE & FINKL 1984, VEIT & VEIT 1985, EMMERICH 1988, BREMER & SPÄTH 1989, JOHNSON 1989, JOHNSON & BALEK

1991, ZECH & MÜHLE 1989, WELLS et. al 1990, TRUCKENBRODT et al. 1991, SAADI 1995, RUNGE 1997, 2001a, b, COLINVAUX et al. 1998, DE DAP-PER 1998, QUINTON 2001, SCHOLTEN & FELIX-HENNINGSEN 2004, MORRÁS et al. 2005). 1987 wurde ihnen ein eigenes Symposium in Belgien gewidmet (ALEXANDRE & SYMOENS 1989), 1999 fand ein Symposium unter dem Titel „Slope processes that produce stonelines“ im Rahmen der Regionalkonferenz Geomorphologie in Rio de Janeiro statt (Da CUNHA & TEIXEIRA GUERRA 2001).

Für die Genese der (gelb)braunen Böden bzw. Decklehme werden heute im Wesentlichen fol-gende Entstehungsmechanismen diskutiert:

1. Eine autochthone (in situ) Entstehung durch

Transformation des anstehenden Materials. Eine Umwandlung durch Auswaschung und Chelation (Komplexierung) wird u.a. von CHAUVEL (1977), CHAUVEL et al. (1987), BRABANT (1987), LUCAS et al. (1988), TRU-CKENBRODT et al. (1991) sowie THOMAS et al. (1999) diskutiert. In diesem Fall wäre der rot färbende Hämatit stärker von einer Auswa-schung betroffen und der braun färbende Goe-thit, der sich unter Bildung relativ stabiler Komplexe in den oberen Bodenhorizonten relativ anreichert.

2. Eine Lösung des Hämatits unter feuchten, an-

aeroben Bedingungen unter Mitwirkung von Mikroorganismen, die sogenannte Xanthisie-rung, wird vor allem in der Bodenkunde dis-kutiert (SCHWERTMANN 1971, 1993, TOR-RENT et al. 1987, BRÜCKNER 1989, CORNELL & SCHWERTMANN 2003). Aus Böden, in de-nen sowohl Goethit als auch Hämatit vor-kommt wird so der Hämatit herausgelöst, so dass der gelbbraun färbende Goethit zurück-bleibt. Zudem kann es auch zu einer Maskie-rung des Hämatits durch den Goethit kommen (BREMER 1995). Eine direkte Umwandlung von Hämatit in Goethit (und umgekehrt) ist hingegen nicht möglich.

3. Als eine durch größere Aridität und Vegetati-

onsauflichtung entstandene jungpleistozäne Umlagerungsdecke deutete SEMMEL (1982) die von ihm beschriebenen Decklehme in Ni-geria. Eine autochthone Entstehung scheidet nach SEMMEL (1991: 41) in den semiariden bis semihumiden Kristallingebieten Westafri-

C

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 65 __________________________________________________________________________

kas wegen eines fehlenden mächtigen Auswa-schungshorizontes aus. Zudem überlagert der Decklehm das Lateritprofil hangabwärts.

4. Für eine allochthone Entstehung durch kollu-

viale oder alluviale Umlagerungsprozesse durch fließendes Wasser (Abspülung) spre-chen sich u.a. HEYLIGERS (1963), MOSS (1965), AB´SABER (1969, 1982) und BIGA-RELLA (1975) aus.

5. Eine Entstehung als ein Produkt von Bioturba-

tion durch verschiedene Bodenlebewesen – häufig diskutiert werden Termiten und Amei-sen, aber auch Würmer und Kleinsäuger – vertreten TRUCKENBRODT et al. (1991), JOHN-SON (1990, 1992), LÖFFLER (1996) sowie JOHNSON et al. (2005).

6. Eine Interpretation als äolische Decke, biswei-

len auch als „tropischer Löss“ bezeichnet, geht auf AGAZISS (1867) zurück und wird u.a. bei MILLS (1889), BIBUS (1983, 1984), LICHTE (1990), IRIONDO (1997), IRIONDO & KRÖHLING (1997) sowie LICHTE & BEHLING (1999) diskutiert. Als einzige Entstehungsur-sache von Decklehmen sind äolische Ablage-rungen jedoch auszuschließen, wie COLIN-VAUX et al. (1998) in verschiedenen Regionen Brasiliens belegen.

Steinlagen (stonelines) definiert AHNERT (2003: 119) in seinem geomorphologischen Lehrbuch als „einen Horizont im Boden, der eine deutlich höhere Konzentration von Steinen ausweist als der Boden darüber und darunter.“ Diese Defini-tion ist sicherlich recht griffig, aber im Hinblick auf eine genetische Interpretation insofern wenig hilfreich, als hierunter ebenso dünne Lagen ge-rundete Kiese, mehrere Dezimeter mächtige Ter-rassenschotter, wie auch eckige Bruchstücke ver-witterter Kristalline (z.B. Quarzadern) fallen, die von ihrer Entwicklung her völlig unterschiedlich sind. Ähnlich allgemein ist auch die Definition von JOHNSON (1989: 370): „A stone line is a three dimensional (carpetlike) subsurface, single layer or line of stones in soil.“

Entsprechend dieser wenig präzisen Definiti-onen von Steinlagen finden sich in der Literatur zahlreiche Deutungen, die sich auf mehr oder minder unterschiedliche Ausprägungen von Steinlagen beziehen. Die am häufigsten diskutier-ten Modelle für die wechselfeuchten und feuch-ten Tropen werden nachfolgend zusammenge-fasst:

1. Eine Anreicherung von Steinen als Residual-schutt eines ehemaligen Bodens unter einer Gekriechdecke. In diesem Fall wurden zu-nächst die Feinbodenbestandteile durch ab-fließendes Wasser weggespült oder auch weg-geweht, so dass nur noch der Schutt übrig blieb. Dieser wurde anschließend durch neues Feinmaterial überdeckt, welches durch Was-ser, Wind oder Massenbewegungen herbei-transportiert wurde. Vertreten wird diese Hy-pothese u.a. von PARIZEK & WOODRUFF (1957), RUHE (1959), ROHDENBURG (1969) sowie OJANUGA & WIRTH (1977).

2. Steinlagen sind Überreste einer ehemaligen

Oberfläche, die an ein (semi)arides Klima mit aufgelockerter Vegetation gebunden ist. Die Entstehung wird mit einer Auswaschung des Feinmaterials und einer relativen Anreiche-rung von Grobkomponenten an der Oberflä-che erklärt. Diskutiert wird diese Hypothese u.a. bei VINCENT (1966) und TRICART (1972).

3. SEMMEL & ROHDENBURG (1979) betrachten

Steinlagen ebenfalls als ehemalige Oberflä-chen, machen aber Hangverlagerungen unter semiariden Verhältnissen für die Ausbildung eines Schuttpflasters verantwortlich.

4. Eine Materialumlagerung und vertikale Sor-

tierung durch Bioturbation, insbesondere Ter-miten. In diesem Fall reicht die Steinlage bis zur Untergrenze der Termitentätigkeit, wobei die Mächtigkeit vom Skelettanteil des Bodens und der Tiefe des Sortierungsprozesses ab-hängt. Vertreten wird dieses Modell u.a. von NYE (1954), JOHNSON (1989, 1990, 1992), JOHNSON & BALEK (1991), BREMER (1995), LÖFFLER (1996), MIKLÓS (1999), RUNGE & LAMMERS (2001) sowie BIRD et al. (2002). Auch DARWIN (1881) und SHALER (1891) diskutierten schon früh diese Genese. Aller-dings wird sie von einigen Autoren nur als eine von mehreren Möglichkeiten angesehen. Das Biomantel-Konzept von JOHNSON (1990), wonach Steinlagen die Untergrenze der beleb-ten Bodenwelt markieren, basiert maßgeblich auf der bioturbaten Tätigkeit (Abb. 4.1.5).

5. Ein episodisch wiederholtes Auftreten lokaler

Massenbewegungen, wie Muren, Bodenflie-ßen oder kleinere Rutschungen. Dabei können Steinlagen dadurch entstehen, dass gröberes Material während der Rutschung nach unten sinkt und an der Basis akkumuliert. Auf diese

66 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________

Weise können auch mehrere übereinander lie-gende Steinlagen mit zwischengeschalteten feineren Lagen entstehen. Diese Möglichkeit findet u.a. bei RUHE (1959), TRICART 1972 und AHNERT (1983, 2003) Erwähnung.

6. Wasserbewegungen im Boden, insbesondere

der Interflow, können nach BREMER & SPÄTH (1989), BREMER (1995) und BRAUCHER et al. (2004) ebenfalls zur Ausbildung von Steinla-gen führen. Die Komponenten können, wie in Abb. 4.1.6 dargestellt, aus Quarzgängen stam-men oder auch als Lösungsformen aus verwit-terungsresistenten Gesteinpartien hervorge-gangen sein.

7. Erosion von Lateriten und Hangentwicklung

wird von SÉGALEN (1994) als weitere Mög-lichkeit angeführt.

8. Talbodenrelikte und Terrassenschotter (Alt-

schotter) sind nach den oben genannten Defi-nitionen bei entsprechender Lagerung als Steinlagen einzuordnen. In Süd- und Südost-brasilien werden sie von verschiedenen Auto-ren beschrieben (u.a. BIGARELLA et al. 1965b, ROHDENBURG 1982, VEIT & VEIT 1985), dort aber nicht im Zusammenhang mit Steinlagen behandelt.

9. Das Vorkommen von Pisolithen (Erbsenstei-

nen) in Form einer Steinlage wird u.a. von EMMERICH (1988) und COLINVAUX et al. (2000) beschrieben. Hierbei handelt es sich um kugelförmige Konkretionen des Minerals Aragonit, die in mehr als 10 Millionen Jahre alten Formationen ausgebildet sind.

10. Eine letzte erwähnenswerte Möglichkeit sind

anthropogen geschaffene Steinlagen, die vor-nehmlich in der Archäologie, bisweilen aber auch in der Geomorphologie Erwähnung fin-den (MERCADER et al. 2002). Eine Anreiche-rung von Trümmern und Artefakten wird z.T. auch auf Bioturbation zurückgeführt (BOCEK 1986, 1992, JOHNSON 1989, BIRD et al. 2002, ALLEN & O´CONELL 2003).

Eine periglaziale Entstehung von Deckschichten und Steinlagen wurde für die tropischen Gebiete Südamerikas bereits früh ausgeschlossen (WAL-LACE 1870).

Bei kritischer Betrachtung der genannten Mög-lichkeiten zur Entstehung der (gelb)braunen Bö-den bzw. Decklehme und der Bildung von Stein-lagen ist festzustellen, dass diese aus Erkennt-nissen in sehr unterschiedlichen Regionen der Tropen und Subtropen mit entsprechend ver-schiedenen Klima-, Relief-, Wasser- und Vegeta-tionsverhältnissen, die zudem einem mehrfachen zeitlichen Wandel im Tertiär und Quartär unterla-gen, resultieren.

In Bezug auf die Steinlagen liegt nach Ansicht des Autors bislang keine befriedigende begriffli-che Abgrenzung vor und zudem eher selten ex-akte Beschreibungen über Material, Herkunft, Dichte, Häufigkeit und Größe der Steine, die Po-sition und Mächtigkeit der Steinlage, sowie den Rundungsgrad. Gleichwohl wurde die Notwen-digkeit einer Klassifizierung der unterschiedli-chen Erscheinungsformen von Steinlagen bereits seit langem erkannt und entsprechende Typen verschiedenen Entstehungsbedingungen zugeord-net (VOGT 1966, THOMAS 1974, STOCKING 1978, AHNERT 1983, RÖMER 1993).

Schließlich gehen die Interpretationen sowohl der (gelb)braunen Böden bzw. Decklehme als auch der Steinlagen auf Wissenschaftler verschie-dener Disziplinen zurück (Geomorphologie, Geo-logie, Pedologie, Archäologie, Biologie u.a.), so dass diese immer auch fachlich gefärbt sind.

In Brasilien sind Steinlagen sehr weit verbrei-tet, sowohl unter (heute) feucht-tropischen als auch wechselfeuchten Klimaverhältnissen. Be-schrieben wurden sie vom zentralen Amazonas-tiefland bis zum äußersten Südosten (u.a. AB´SA-BER 1969, 1982, BIGARELLA 1975, BIGARELLA & BECKER 1975, SEMMEL & ROHDENBURG 1979, ROCHA 1981, ROHDENBURG 1982, BIBUS 1983, BORK & ROHDENBURG 1983, MEIS & MOURA 1984, SAADI 1995, MODENESI-GAUT-TIERI & TOLEDO 1996, RICCOMINI 1997, LICHTE & BEHLING 1999, MIKLÓS 1999, CARMO et al. 2001, PORTO 2001).

In der Literatur wird ihnen eine unterschiedli-che Bedeutung für die Morpho- und Pedogenese beigemessen. Im Zentrum der Diskussion steht die Frage, ob Steinlagen primär abgelagert wur-den, und somit zur klimagenetischen Interpreta-tion herangezogen werden können, oder ob sie das Ergebnis von Umlagerungsprozesse im Bo-den sind, und daher nur wenig oder überhaupt nichts über die Ablagerungsbedingungen aussa-gen.

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 67 __________________________________________________________________________

Abb. 4.1.5 Hypothetische Entwicklung eines Mollisols vom mittleren Pleistozän bis heute auf Grundlage

biodynamischer Evolution und Denudation (nach JOHNSOn et al. 2005)

Der Darstellung am Beispiel eines Steppenbodens in Iowa liegt das Biomantel-Konzept von JOHNSON (1990) zu-grunde. Es integriert u.a. die Theorien von BÜDEL (1957), ALEVA (1983) und MILLOT (1983). Bei der Oberfläche P1 handelt es sich um die Bodenoberfläche, bei P2 um die Verwitterungsbasis. P2 ist die Untergrenze der belebten Bodenzone, die durch Bioturbation begrenzt wird. Durch bioturbate Tätigkeit kommt es infolge einer Materialsor-tierung zur Ausbildung einer Steinlage. Veränderte Klima- und Vegetationsverhältnisse bewirken verstärkte Bodenabträge, so dass die Steinlage als Schuttpflaster an die Bodenoberfläche gelangt (4). Später wird dieses durch jüngere Anlagerung (Flugsedimente, Kolluvien) überdeckt und es bildet sich in diesem speziellen Fall ein Mollisol (FAO: Kastanozem).

Abb. 4.1.6 Stoneline am Hang (nach BREMER 1995)

In diesem Fall entsteht die Steinlage aus Quarzgängen, wobei das Fein-material abgeführt und die Quarz-stücke dadurch relativ angereichert werden. Die linienförmige Anordnung entsteht durch den Interflow, einer etwas schnelleren Wasserbewegung an einer Grenzfläche. Durch diese wird Feinmaterial entfernt und die Steine sacken langsam zur Grenz-fläche ab.

68 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ Erste Auffassung vertraten schon früh Autoren wie AB´SABER (1969), FÖLSTER (1969), ROH-DENBURG (1970, 1971), BIGARELLA & BECKER (1975), OJANY (1976) sowie SEMMEL & ROH-DENBURG (1979). Sie deuteten die Steinlagen als Indiz morphologisch aktiver Phasen mit einem klimatischen Wechsel. ROHDENBURG (1971) stützte sein System der Flächenbildung (vgl. Kap. 4.1.1) maßgeblich auf die Verbreitung von Stein-lagen.

Demgegenüber halten Autoren wie BREMER (1967, 1995), JOHNSON (1989) sowie JOHNSON et al. (2005) Steinlagen aus verschiedenen Gründen als ungeeignet für eine Erklärung der Klima-, Morpho- und Pedogenese, da diese nicht bzw. nur in Ausnahmefällen durch Ablagerung bedingt seien. Als weitaus bedeutsamer sehen sie Umla-gerungsprozesse im Boden durch Bioturbation und Wasserbewegung.

In Süd- und Südostbrasilien wurden Steinla-gen häufig beschrieben und zur klima-, morpho- und pedogenetischen Interpretation herangezo-gen. So deutete AB´SABER (1969) Profile mit ei-ner braunen Decke über eine Steinlage, die un-mittelbar dem Festgestein aufliegt, als alte Ober-flächen und betont den allochthonen Charakter der Deckschicht, die unter einem trockeneren Vorklima gebildet und kolluvial umgelagert wor-den sein soll.

Auch LICHTE & BEHLING (1999) gehen davon aus, dass die von ihnen untersuchten Steinlagen in Südostbrasilien Relikte einer alten Oberfläche sind, die durch jüngere Sedimente überlagert wird. Ihrer Meinung nach stammen die Kiese aus Quarzadern des präkambrischen Kristallins, die sich bei Starkregen über die Hänge verteilt ha-ben, und in diesem Fall von äolischen Sedimen-ten, die zumindest zum Teil aus den Lateritde-cken der südamerikanischen Ebenen stammen, überdeckt wurden.

Für eine jungpleistozäne Entstehung (gelb)-brauner Böden sprachen sich auf Grundlage ver-schiedener Untersuchungen u.a. SEMMEL & ROH-DENBURG (1979), ROHDENBURG (1982), BORK & ROHDENBURG (1983) sowie BIBUS (1983) aus. BORK & ROHDENBURG (1983) wiesen in der sub-tropischen Höhenstufe in Südbrasilien mittels C14-Datierungen drei Phasen zwischen ca. 25.000 und 8.500 B.P. nach, während deren es unter ei-ner geschlossenen Vegetationsdecke zu einer Bil-dung (gelb)brauner Böden gekommen sein soll.

ROCHA (1981) wies im Rahmen von Untersu-chungen in der Region Curitiba, Paraná, darauf

hin, dass Kolluvien häufig durch Steinlagen von unterlagernden reliktischen Bodenbildungen ge-trennt werden.

Für die Serra dos Espinhaço in Minas Gerais beschrieb SAADI (1995) verschiedene kolluviale Schichten, die ebenfalls durch (mindestens zwei übereinander liegende) Steinlagen gegliedert sind. Er ordnete beide dem oberen Pleistozän zu.

PORTO (2001) wies auf Steinlagen in Zen-tralbrasilien hin, die aus Plinthitkrusten hervorge-gangen sein sollen. Die Plinthitisierung hat dem-nach im Jungpleistozän stattgefunden, die resi-dual angereicherten Steinlagen wurden durch jüngere Sedimente bedeckt.

CARMO et al. (2001) führten stratigraphische Studien im mittleren Tal des Rio Paraíba (Rio de Janeiro/São Paulo) und im Tal des Rio Doce (Mi-nas Gerais) mit dem Ziel durch, Schotterkörper und Steinlagen verschiedenen Sedimentationsbe-dingungen im Tertiär und Pleistozän zuzuordnen. Hierbei zeigte sich, dass Schotterkörper und Steinlagen vor allem im Bereich von glatt-kon-vexen interfluvialen Bereichen auftreten die durch Reliefumkehr aus Rampa-Komplexen oder Flussterrassen hervorgegangen sind. Sie unter-schieden drei verschieden Typen von Schotter-körper und Steinlagen; eine eindeutige stratigrafi-sche Zuordnung war jedoch nicht möglich.

Auch BIBUS (1983) brachte die im zentralen Amazonasgebiet flächenhaft nachgewiesene Deckschicht (Belterra-Ton) mit einer Vegetati-onsauflichtung des Regenwaldes unter trockene-ren Klimaverhältnissen in Verbindung. Er bestä-tigte damit die bereits früh vermutete (u.a. GROOT & GROOT 1964, BAKKER 1968, MÜLLER & SCHMITHÜSEN 1970, MOUSINHNO DE MEIS 1971, SIMPSON 1971, HAMMEN 1972, 1974) und heute weitgehend anerkannten Auffassung von mehreren quartären Trockenphasen.

Zusammenfassend bleibt festzuhalten, dass die Genese der (gelb)braunen Böden und Steinla-gen noch immer Gegenstand kontrovers geführter Diskussionen ist und viel darauf hindeutet, dass sie wesentlich komplexer ist, als dass sie durch ein spezifisches Modell erklärt werden könnte. Vieles spricht vielmehr für eine polygenetische Entstehung sowohl der (gelb)braunen Böden bzw. Decklehme als auch der Steinlagen (DE DAPPER 1998, QUINTON 2001) – und dies gilt nicht nur im großräumigen, sondern auch im regionalen Maßstab, wie die verschiedenen gene-tischen Deutungen in Süd- und Südostbrasilien zeigen.

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 69 __________________________________________________________________________ 4.2 Böden

ei der Charakterisierung des Untersuchungs-raumes (Kap. 3.2.4) wurden bereits grund-

legende Aspekte der Bodenbildung und -verbrei-tung im Untersuchungsraum angesprochen. An dieser Stelle werden nunmehr die Aspekte ver-tieft, die für die Fragestellungen dieser Arbeit

von besonderer Bedeutung sind. Dies sind For-schungsergebnisse zur Pedogenese in der Serra dos Órgãos, zu den Eigenschaften von Böden tro-pischer Regenwälder, zur Identifizierung von Pa-läoböden und zu den Eigenschaften der Eisen-oxide in Böden.

4.2.1 Zur Pedogenese in der Serra dos Órgãos

ie intensive Verwitterung in Verbindung mit der Eisfreiheit im Neozoikum und einer da-

durch bedingten relativ ungestörten Entwicklung seit dem Paläozän haben in den feuchten Tropen Brasiliens zu einer weiten Verbreitung tiefgründi-ger roter, gelber, gelbbrauner und brauner Böden geführt (SCHMIDT-LORENZ 1986, ZECH & HIN-TERMAIER-ERHARD 2002, SCHULTZ 2002, FAO-UNESCO 2001/2002). Gleichwohl haben ausge-prägte Klimaschwankungen und damit einherge-hende Veränderungen der Vegetationsbedeckung die Bedingungen für die Bodenbildung mehrfach grundlegend verändert. Vor allem im Bergland hatten diese einen maßgeblichen Einfluss auf die Abtragsbedingungen.

Als Konsequenz dieser langen Entwicklung unter wechselhaften Bedingungen stellt sich die Pedogenese in Teilen der feuchten Tropen sehr differenziert dar. Dies gilt umso mehr für das jung gehobene Gebirge der Serra do Mar / Serra dos Órgãos, in welchem sich Initialstadien der Bodenbildung ebenso finden wie tiefgründige Paläoböden.

Im Rahmen einer landesweiten geowissen-schaftlichen Inventarisierung durch das Ministe-rium für Bergbau und Energie (PROJETO RADAM-BRASIL 1983) wurde eine erste Bodenkarte im Maßstab 1:1.000.000 für den Bundesstaat Rio de Janeiro erstellt. Dieser folgte fast 20 Jahre später eine Bodenkarte im Maßstab 1:500.000 im Zuge des PROJETO RIO DE JANEIRO (2001). Diese Kar-te, die als Ausschnitt in Kap. 3.2.4 dargestellt ist, zeigt für die Bergregion der Serra dos Órgãos ei-ne Verbreitung von drei Hauptbodentypen: La-tossolos Vermelhos-Amarelos (Ferralsole), Cam-bissolos (Cambisole) und Neossolos Litólicos (Leptosole). Für die Fußfläche sind neben La-tossolos vor allem Neossolos alluvais (Fluvisole), Argissolos (Acrisole) und Planossolos (Plano-sole) sowie unter Grundwassereinfluss im Be-

reich der Guanabara-Bucht Gleissolos (Gleyso-le) verbreitet.

In den Erläuterungen zur Bodenkarte des PROJETO RIO DE JANEIRO (2001) werden die La-tossolos im Bundesstaat Rio de Janeiro allgemein als weit entwickelt, überwiegend tiefgründig (So-lummächtigkeit >2m), hoch permeabel und gut drainiert charakterisiert. Die vorherrschenden La-tossolos Vermelhos-Amarelos (gelb-rote Latoso-le) sind im gesamten Bundesstaat unter recht un-terschiedlichen klimatischen Bedingungen vom trockeneren und wärmeren Norden bis in die feuchtere und kühlere Serra weit verbreitet. Für die Bergregion werden sie als die charakteristi-schen gut entwickelten Böden unter Regenwald beschrieben.

Als Cambissolos werden in der brasiliani-schen Klassifikation ebenso wie bei der FAO (Cambisols) alle Böden zusammengefasst, die ei-nen B-Horizont > 15 cm (Unterkante ≥ 25 cm u. GOF) besitzen und keiner anderen Bodenklasse zugehörig sind. Sie sind relativ jung, entspre-chend schwach entwickelt und durch den Prozess der Verbraunung gekennzeichnet (SCHULTZ 2002). In den feuchten Subtropen und Tropen kommen sie primär auf jungem Schwemmland, intensiv genutzten Plateaus sowie im Gebirge vor (ZECH & HINTERMAIER-ERHARD 2002). Sie sind demnach entweder aufgrund des jungen, alluvia-len Ausgangssubstrates, einer intensiven anthro-pogenen Nutzung und/oder relief- und entwick-lungsbedingt als jung zu bezeichnen.

Die in der Serra dos Órgãos vorkommenden Cambissolos werden in den Erläuterungen zur Bodenkarte des PROJETO RIO DE JANEIRO (2001) als schwach entwickelt, meist flachgründig mit ansonsten sehr unterschiedlichen Eigenschaften, die an unterschiedliche Standort- und Entwick-lungsbedingungen sowie das Ausgangssubstrat gebunden sind, charakterisiert. Sie sind in der

B

D

70 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ Bergregion weit verbreitet und mit den Latos-solos Vermelhos-Amarelos sowie in den höheren Gebirgslagen mit den Neossolos Litólicos ver-gesellschaftet.

Neossolos Litólicos beschränken sich als Initi-alstadien der Bodenbildung auf die obersten Berglagen und exponierten Steilhänge, wo nur noch Sträucher und Gräser vorkommen, die als Substrat die organische Auflage nutzen (IBDF 1980, PROJETO RADAMBRASIL 1983, PROJETO RIO DE JANEIRO 2001). Sie sind die charakteristi-schen Böden der Campos de Altitude. Die Böden sind sehr nährstoffarm (IBDF 1980), flachgrün-dig und bestehen entweder nur aus einem A-Ho-rizont (20-40 cm) der direkt auf dem Gestein liegt, oder einem zusätzlichen dünnen, kaum un-terscheidbaren B-Horizont (PROJETO RADAM-BRASIL 1983). Zudem sind sie häufig mit Steinen durchsetzt (VALLARDES 2005). Ebenso wie für die Cambissolos gilt auch für die Neossolos Litó-licos, dass ihre Entstehung auch auf eine gebrem-ste Alterung durch verstärkte Erosion (paläokli-matisch oder anthropogen bedingt) zurückzufüh-ren ist.

Wegen der granitoiden Ausgangsgesteine sind die Böden der Serra natürlicherweise sauer bis stark sauer. Während den jungen Neossolos Litó-licos und schwach entwickelten Cambissolos noch Nährstoffe aus dem Ausgangsgestein zur Verfügung stehen, sind die älteren Latossolos arm an freisetzbaren Mineralen. Durch ein Vor-herrschen sorptionsschwacher Zweischichttonmi-nerale besitzen sie zudem eine stark reduzierte Kationenaustauschkapazität und eine geringe Ba-sensättigung. Die Nährstoffaufnahme erfolgt vor-wiegend aus dem Oberboden (PROJETO RADAM-BRASIL 1983).

Die Latossolos in der Serra dos Órgãos wer-den als tiefgründige Böden beschrieben, deren Horizonte wenig differenziert sind und diffus in-einander übergehen (IBDF 1980). Unter einem dunkelbraunen A-Horizont folgt ein oft zwei bis drei Meter mächtiger, intensiv gelb bis rot ge-färbter, weicher bis poröser B-Horizont. Der C-Horizont besteht aus verwittertem Gesteinsma-terial. Der pH-Wert des B-Horizontes wird mit 4 bis 4,5 angegeben (IBDF 1980). Weiterhin beste-hen hohe Sesquioxid-Konzentrationen, besonders eine Anreicherung von Aluminiumoxiden (PRO-JETO RADAMBRASIL 1983).

Die Untersuchungen im Rahmen des PROJETO RIO DE JANEIRO (2001) geben für die Latossolos Vermelho-Amarelos im Bundesstaat Rio de Ja-neiro Munsell-Farbwerte von 4YR oder weiter in Richtung gelb an. Weiterhin werden niedrige

Fe2O3-Gehalte von 70 bis 110 g/kg ausgewiesen (CAMARGO et al. 1987, EMBRAPA 1988, zit. n. PROJETO RIO DE JANEIRO 2001). Tendenziell wurden unter kühleren und feuchteren Verhält-nissen zudem eine geringere Basensättigung so-wie ein höherer Gehalt an Aluminiumoxiden fest-gestellt. Eine allgemein gültige Regel kann hier-aus jedoch nicht abgeleitet werden.

Hinsichtlich ihrer bodenphysikalischen Eigen-schaften besitzen die Latossolos im Bundesstaat Rio de Janeiro im Allgemeinen eine hohe Was-serleitfähigkeit, eine hohe Infiltrationsrate und ei-ne geringe Lagerungsdichte. Allerdings ist das Wasserhaltevermögen gering, was temporär zu Wasserstress führen kann (PROJETO RADAMBRA-SIL 1983, PROJETO RIO DE JANEIRO 2001). Das Hauptvorkommen der Latossolos Vermelhos-Amarelos ist an ein welliges bis bergiges Relief gebunden. Dies und ihre durchweg geringe Bo-denfruchtbarkeit machen sie zu bevorzugten Weidestandorten.

Cambisole besitzen aufgrund ihrer höheren Gehalte an verwitterbaren Mineralen und eines besseren Nährstoffnachlieferungsvermögens im Allgemeinen eine höhere Bodenfruchtbarkeit als benachbarte Ferralsole (Latossolos) (ZECH & HINTERMAIER-ERHARD 2002); sie sind jedoch im Bundesstaat Rio de Janeiro häufig an ein Steil-relief gebunden, was eine landwirtschaftliche In-wertsetzung einschränkt (PROJETO RADAMBRA-SIL 1983).

Aufgrund der verschiedenen räumlichen Vor-kommen und Enstehungsbedingungen von Cam-bissolos sind ihre Eigenschaften variabel. Für die Cambissolos im Bundesstaat Rio de Janeiro wer-den im Vergleich zu den Latossolos etwas höhere Gehalte an Primärmineralen (v.a. Feldspäte und Glimmer), eine geringe Entwicklungstiefe, gerin-gere Texturunterschiede zwischen A- und B-Ho-rizont sowie eine geringere Anreicherung von Ei-senoxiden, Humus und Tonmineralen ausgewie-sen (PROJETO RADAMBRASIL 1983).

Die schwach entwickelten Cambissolos und Neossolos Litólicos der Gebirgslagen sind nach BEEK & BRAMAO (1968) hinsichtlich ihrer bo-denchemischen und -physikalischen Eigenschaf-ten den Hochgebirgsböden der andinen Páramos ähnlich. Typischerweise ist der A-Horizont hu-musreich und daher sehr dunkel, während der schwach entwickelte B-Horizont (wenn vorhan-den) rot-gelb, tonig, sauer, mäßig nährstoffver-sorgt und bisweilen podsoliert ist (MODENESI 1988).

Neossolos alluviais (Auenböden, Fluvisols) und Gleissolos (Gleysols, Gleye) werden bevor-

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 71 __________________________________________________________________________ zugt acker- bzw. gemüsebaulich genutzt, wobei zuvor häufig eine Entwässerung und Drainage er-forderlich ist. Die bodenchemischen- und –physi-kalischen Eigenschaften der alluvialen Böden va-

riieren naturgemäß stark. Durch entsprechende Düngung und Melioration können aber auch sehr nährstoffarme, saure Auenböden und Gleye einer intensiven Nutzung zugeführt werden.

4.2.2 Böden tropischer Regenwälder

ie Regenwälder der immerfeuchten Tropen sind besonders durch ihre hohe Biomasse-

produktion, Mineralstoffvorräte und -umsätze charakterisiert (WALTER 1999, SCHULTZ 2002, SMITH & SMITH 2003, WALTER & BRECKLE 2004), die im scheinbaren Gegensatz zu den häu-fig nährstoffarmen Böden stehen. Hieraus wurde geschlossen, dass (a) der größte Teil der Nähr-stoffe in der Biomasse gespeichert ist und (b) weitgehend geschlossene Kreisläufe die Mineral-stoffe im System halten. Diese Vorstellung muss nach neueren Erkenntnissen relativiert werden.

Zunächst ist der weit verbreiteten Meinung entgegenzutreten, dass die Böden der feuchten Tropen generell nährstoffarm und sauer, und folglich unfruchtbar sind. Dies trifft zwar für die oben beschriebenen, in den feuchten Tropen am weitesten verbreiteten Ferralsole und Acrisole ebenso wie für Podzole und Plintosole zu, jedoch nicht oder nur bedingt für andere Böden, wie Fluvisole, Gleysole, Cambisole oder Regosole und viele andere (KAUFFMAN et al. 1998, ZECH & HINTERMAIER-ERHARD 2002). Diese Böden sind jedoch in den feuchten Tropen Südamerikas, Afrikas und Südostasiens unter Regenwald an-zutreffen; flächenmäßig nehmen sie insgesamt immerhin etwas mehr als ein Drittel der humiden Tropen ein (SANCHEZ 1989).

Neben den Regenwäldern auf basischen Aus-gangsgesteinen und jungen vulkanischen Asche-ablagerungen, auf denen Nitisole bzw. Andosole vorherrschen, gibt es auch auf den alten kristalli-nen Schilden deutliche Unterschiede in der Nähr-stoffversorgung, wie LAL & SANCHEZ (1992) so-wie SANCHEZ & LOGAN (1992) betonen. So be-wirken vor allem die morphologische Lage, Überflutungen, das Nährstoffspeichervermögen der Böden und eine Nachlieferung aus dem Aus-gangssubstrat eine mehr oder minder deutliche räumliche Differenzierung der Bodenfruchtbar-keit. Ein bekanntes Beispiel sind die Böden der Várzeas im Amazonastiefland, die – im Gegen-satz zur höher gelegene Terra firme – durch eine zeitweise Überflutung Nährstoffe aus Andensedi-menten zugetragen bekommen (SIOLI 1984). In

den Bergregenwäldern mit hoher Abtragsdyna-mik ist hingegen eine Nachlieferung von Minera-len aus dem anstehenden Gestein von Bedeutung.

Weiterhin ist die Auffassung, dass der Groß-teil der Nährstoffe in der Biomasse gespeichert ist, nicht allgemeingültig. Nach Untersuchungen von EDWARDS (1982) in einem montanen Regen-wald Neuguineas ist zumindest der größte Teil des Stickstoffs, Calciums und Magnesiums im Boden gespeichert; nur Phosphor und Kalium sind stärker in der Biomasse vertreten. Wenn-gleich diese Ergebnisse auch nur einen Sonderfall darstellen, so zeigen sie doch, dass von Verallge-meinerungen abzusehen ist.

Ein Phosphormangel ist nach SANCHEZ et al. (1982) auf sauren Böden häufig, da P-Ionen durch Eisen- oder Aluminiumoxide fixiert sind. Entsprechend häufig ist ein Überschuss an Alu-minium. Nach gleichen Autoren können auch die Kaliumgehalte gering sein, da Kalium im Boden besonders mobil ist.

Schließlich ist auch der viel zitierte, weitge-hend geschlossene Nährstoffkreislauf etwas dif-ferenzierter zu betrachten. Tatsächlich erfolgen Nährstoffeinträge prinzipiell über die Atmosphä-re (Niederschläge, N2-Fixierung, C-Assimilation) sowie in Abhängigkeit von den lokalen Verhält-nissen durch Überschwemmungen und über das Ausgangsgestein. Austräge sind vor allem in Form von Auswaschung und Abfluss gegeben, wobei diese aufgrund einer sehr dichten Durch-wurzelung des Oberbodens mit teilweisen Wur-zelmatten und dichten Mykorrhiza-Mycelen (SCHULTZ 2002), wahrscheinlich auch durch eine Bildung von Mikroaggregaten, wie Kotballen (BECK et al. 1997), sehr gering gehalten wird. Die Nährstoffe aus Tropfwasser und Stammab-lauf werden auf diese Weise ebenso wie aufge-schlossene Nährstoffe aus der organischen Sub-stanz auf kurzem Wege den Baumwurzeln zuge-leitet (SCHULTZ 2002).

Darüber, wie lange die Ionen im Boden ver-weilen, ist wenig bekannt. In kaolinitreichen Bö-den mit geringer Sorptionskapazität der Tonmi-nerale ist davon auszugehen, dass die Nährstoffe

D

72 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ zu einem großen Teil in der Humusfraktion ge-bunden werden (KAUFFMAN et al. 1998. SMITH & SMITH 2003).

Hinsichtlich der Humusgehalte wurde früher meist von einer generellen Humusarmut gespro-chen, die auf die hohen Zersetzungsraten zurück-geführt wurde. Heute vertreten zahlreiche Boden-kundler hingegen die Ansicht, dass die Humus-gehalte in weiten Spannen variieren (SANCHEZ 1989, SANCHEZ & LOGAN 1992), da zwar eine rasche Zersetzung stattfindet, aber auch große Abfallmengen anfallen.

Nach Untersuchungen von DUIVENVOORDEN & LIPS (1995) fanden sich in einem südostkolum-bianischen Regenwaldgebiet acht verschiedene Humusformen mit unterschiedlicher Mächtigkeit, Streumenge und Zersatzdauer.

GARAY & KINDEL (2001) untersuchten Hu-musformen in verschiedenen Standorten der Mata Atlântica, überwiegend im Bundesstaat Rio de Janeiro. Wesentliches Ergebnis ist auch hier eine hohe Variabilität. Als Ursachen werden Unter-schiede in der Vegetationsbedeckung, den Bo-denverhältnissen und im Mikroklima genannt.

Durch den hohen Streufall kann es nach ZECH & HINTERMAIER-ERHART (2002: 92f.) in A-Hori-zonten von Ferralsolen zum sogenannten „Basen-pumpeneffekt“, einer Anreicherung von basisch wirkender Kationen kommen, der zu einer Anhe-bung des pH-Wertes führt. Dieser soll hierdurch auf pH-Werte zwischen 6 und 6,5 angehoben werden.

Bei Rodung der Wälder erfolgt ein anhaltend schneller Abbau der organischen Substanz ohne dass neue Streu nachgeliefert wird, was einen ra-schen Humusschwund zur Folge hat. Sehr kon-trovers diskutiert werden die mit Inkulturnahme einhergehenden Nährstoffverluste. Früher wurde häufig von einer generellen Nährstoffverarmung infolge eines Nährstoffentzugs durch die Kultur-pflanzen sowie durch Auswaschungsverluste aus-gegangen. Untersuchungen in einem Regenwald-gebiet im südlichen Venezuela (JORDAN 1987, zit. n. SCHULTZ 2002) lassen dies jedoch fraglich erscheinen. Zumindest zeigten sich bei einer drei-jährigen Nutzung in Form des typischen Brandro-dungs-Wanderfeldbaus (shifting cultivation) kei-ne Verluste wichtiger Nährstoffe im Boden. Dass sich dennoch Produktionsrückgänge bemerkbar machten, könnte in einer Phosphatfixierung und Aluminiumtoxizität begründet sein, von der be-stimmte Nutzpflanzen, wie Maniok, im Besonde-ren betroffen sind (SCHULTZ 2002).

Im Zusammenhang mit den Nährstoffverhält-nissen sollte auch nicht unerwähnt bleiben, dass bei Nutzung durch den Abtrag alter, ausgelaugter Böden jüngeres, nährstoffreicheres Material an die Oberfläche gelangt, wodurch sich das Nähr-stoffangebot verbessert. Dies geht allerdings auf Kosten des Wasserhaushaltes (SEMMEL 1991). Zudem folgen unter dem Regolithmantel irgend-wann der Saprolith und das Festgestein, welche einer ackerbaulichen Nutzung ein jähes Ende set-zen (Anm. d. A.).

4.2.3 Paläoböden

m Gegensatz zu den gemäßigten Breiten sind Paläoböden in den feuchten Tropen weit ver-

breitet, was auf die lange Entwicklungszeit ohne pleistozäne Vereisung zurückzuführen ist. Eine Einstufung als solche ist aber nicht immer ein-fach, da Paläoböden in den Tropen oftmals wei-tergebildet, dabei umgeformt oder gekappt wor-den sind (BREMER 1995). Sie können sich daher heute an der Oberfläche befinden und aktiven geomorphologisch-pedologischen Prozessen, wie Erosion, Sedimentation und Bioturbation unter-liegen.

BREMER (1995: 185) listet verschiedene Kri-terien auf, wie Paläoböden im Gelände und Labor bestimmt werden können. Steinlagen, als Diskor-danzen, werden allerdings bewusst nicht genannt,

da sie nach ihrer Auffassung für eine derartige Einordnung ungeeignet sind.

Auffällig ist, dass es sich bei allen von BRE-MER aufgeführten Kriterien um solche handelt, die den Wechsel von feuchteren zu trockeneren Klimaverhältnissen anzeigen. Der umgekehrte Fall ist ihrer Meinung nach besser durch Abla-gerungen und Dünen nachzuweisen (BREMER 1995: 186). Da sich die Kriterien auf die gesam-ten Tropen beziehen, sind einige für die feuchten Tropen nur bedingt geeignet. Zudem ist ein Nachweis von älteren und jüngeren Ausschei-dungen mittels Dünnschliff in dieser Arbeit nicht vorgenommen worden. Auf eine Auflistung der genannten Kriterien wird an dieser Stelle daher verzichtet.

I

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 73 __________________________________________________________________________ In dieser Arbeit wurde versucht, Paläoböden so weit möglich mittels morphologischer Merkmale, der Bodenfarbe und Steinlagen (Diskordanzen) im Gelände zu identifizieren. Hinzu kommen die in Kap. 2.2.1 beschriebenen Verhältnisse von

amorphem (oxalatlöslichem) zu pedogenem (kristallinem, dithionitlöslichem) Eisen und Man-gan zur relativen Altersbestimmung sowie boden-chemische und -physikalische Eigenschaften.

4.2.4 Eisenoxide

urch Oxidation des im Ausgangssubstrat enthaltenen Eisens entstehen in tropischen

Böden der rote Hämatit [α-Fe2O3] und der gelb-braune Goethit [α-FeOOH], daneben in deutlich geringerem Umfang Lepidokrokit [γFeOOH], Maghemit [γ-Fe2O3], Ferrihydrit [5 Fe2O3 * 5 H2O] und verschiedene andere sekundäre Fe-Oxide, -Hydroxide und -Oxidhydrate (CORNELL & SCHWERTMANN 2003).

Die Umwandlung in diese Sekundärminerale erfolgt unter dem Einfluss verschiedener Fakto-ren, wie Temperatur und Feuchtegrad, ph, Re-doxpotential (Eh), dem Gehalt an organischer Substanz, der Aluminiumkonzentration sowie der Tonmineralzusammensetzung (SCHWERTMANN & FISCHER 1966, SCHWERTMANN 1969, 1985, SCHWERTMANN et al. 2000a, 2000b, TORRENT et al. 1982, 1987), so dass die Verbreitung der se-kundären Eisenbildungen Rückschlüsse auf die Bodenentwicklung zulässt (BREMER 1995, SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 2002, CORNELL & SCHWERTMANN 2003).

Hämatit und Goethit entstehen als stabile End-produkte verschiedener Transformationen im Zu-ge von Verwitterungsprozessen aus primären Si-likaten, während das amorphe bis parakristalline Ferrihydrit bei schneller Anlieferung niedermole-kularer Bausteine und/oder Störung der Kristalli-sation durch Lösungsbestandteile auftritt. Ferri-hydrit ist daher als metastabile Vorstufe in jungen Böden vertreten, während es in weiter entwickel-ten Böden durch stabilere Eisenoxide, v.a. Goe-thit und Hämatit ersetzt wird (SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 2002).

Nach SCHWERTMANN (1985) entwickelt sich Hämatit durch Alterung aus Ferrihydrit bei im Vergleich zu Goethit höheren Temperaturen. Da-her ist es in den Tropen sehr weit verbreitet und sorgt dort für die rote Färbung des Bodens (Rube-fizierung), im Gegensatz zur gelbbraunen Fär-bung bei Vorherrschen des Goethits.

Für die Bildung von Hämatit gilt, dass die Kristallisation durch hohe Gehalte an Aluminium und/oder organische Substanz eingeschränkt bis

gänzlich verhindert und die Bildung von Goethit entsprechend begünstigt wird (CORNELL & SCHWERTMANN 2003). Weiterhin wird die Bil-dung des Goethits mit steigender Entfernung vom Löslichkeitsminimum des Ferrihydrits (zwischen pH 6 und 8) gefördert, während Hämatit vor-nehmlich im neutralen bis schwach sauren Be-reich gebildet wird (SCHEFFER & SCHACHTSCHA-BEL 2002). TARDY & NAHON (1985) zeigten, dass die Löslichkeit von Hämatit und Goethit ähnlich hoch ist, wobei sich Hämatit in Tonen bei langsamer Wasserbewegung, Goethit bei schnel-lerer Wasserbewegung in Grobporen sowie in Quarzkörnern bildet.

Untersuchungen von SCHWERTMANN (1990, 1993) beschäftigten sich mit den Farben von Hä-matit und Goethit. Unter Laborbedingungen tritt hiernach Hämatit in Rottönen von 5YR bis 5R (nach Munsell) auf, während Goethit Farbwerte von 10YR 5/6 bis 10YR 8/6 (bei feiner Vertei-lung auch 7,5YR) annimmt. Auszuschließen ist nach SCHWERTMANN (1990) in jedem Fall eine Rotfärbung des Goethits ebenso wie eine Gelb-färbung des Hämatits.

Hämatit und Goethit kommen in der Boden-matrix meist fein verteilt vor, können aber auch Überzüge, z.B. von Quarzkörnern bilden oder als Porenfüllungen auftreten (SEMMEL 1988). Beide Formen können zusammen vorkommen, wobei Goethit in diesem Fall stärker durch Aluminium substituiert ist und kleinere Kristalle besitzt (SCHWERTMANN & KÄMPF 1985). Als Regel gilt, dass leuchtend rote Böden eine Dominanz von Hämatit besitzen, während dieses in gelben bis gelbbraunen aber auch in gelbroten Böden nur in Spuren vorkommt (BREMER 1995).

Eine direkte Umwandlung von Goethit in Hä-matit und umgekehrt durch De- bzw. Rehydroxi-lierung ist aufgrund der Stabilität beider Verbin-dungen nicht möglich; eine Ausnahme sind aller-dings sehr hohe Temperaturen (u.a. Brände), die zu einer Bildung von Hämatit führen können (SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 2002). Für eine Umwandlung von roten, hämatitreichen in gelb-

D

74 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ braune, goethitische Böden (Chelation, Xanthi-sierung) müssen daher andere Mechanismen ver-antwortlich sein.

Eine mögliche Erklärung ist, dass Hämatit un-ter heute feuchteren Bedingungen einer Reduk-tion oder Komplexierung unter Beteiligung von Mikroorganismen und organischer Substanz un-terliegen (Xanthisierung). Diese könnte zu einer Lösung des Hämatits führen, so dass Goethit zurückbleibt (SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 2002). Diese Hypothese würde Beobachtungen von SCHWERTMANN (1985) stützen, wonach gel-be, goethitreiche Böden meist an feuchtere Stand-orte gebunden sind, im Gegensatz zu hämatitrei-chen Böden gut durchlüfteter Standorte.

Neben einer Lösung und Abführung des Hämatits ist auch eine Maskierung desselben durch Goethit möglich. So stellt BREMER (1995) an zahlreichen Dünnschliffen fest, dass Goethit als jüngste Aus-scheidung häufig an Porenwänden und Aggrega-ten auftritt, wohingegen der umgekehrte Fall sehr selten ist. Somit sind unmittelbare Rückschlüsse auf die Bodenbildung alleine durch die Farbe mit gewissen Ungenauigkeiten behaftet.

Eisenanreicherungen in Form von Krusten, sogenannte Ferricretes und Pisolithe, zusammen-gefasst auch als Petroplinthit (früher Laterit) be-zeichnet, wurden im Untersuchungsraum nicht nachgewiesen und werden daher an dieser Stelle nicht weiter behandelt.

4.3 Anthropogene Landschafts- und Bodendegradation

on den vielfältigen Eingriffen des Menschen in den Landschaftshaushalt werden in dieser

Arbeit in erster Linie die durch die Entwaldung und anschließende Nutzung bedingten bzw. ver-stärkten mechanischen Umlagerungsprozesse be-trachtet. Für die Bewertung aktueller Nutzungs-formen und der Abschätzungen zukünftiger Nut-zungsprobleme sind darüber hinaus Wirkungen auf den Wasserhaushalt zu berücksichtigen.

Qualitative Beeinträchtigungen, z.B. durch chemische Einträge aus der Landwirtschaft in Böden und Gewässer, wurden nicht untersucht.

Entsprechend beschränken sich die theore-tischen Grundlagen und der Forschungsstand auf die drei Bereiche

Bodenerosion, Rutschungsgefährdung und Einfluss auf den Wasserhaushalt

im südostbrasilianischen Kristallin. Die schier unerschöpfliche Menge an Grundlagenliteratur zu allen drei Bereichen wird nur soweit dargestellt, als sie für das Gesamtverständnis notwendig ist.

4.3.1 Bodenerosion

er Begriff der Bodenerosion wird in der Geomorphologie verstanden als „die durch

den Menschen verursachte oder beschleunigte Abtragung von Regolithmaterial“ (AHNERT 2003: 426). Er beinhaltet zwei Teilprozesse, nämlich die Ablösung und den Transport der Bo-denteilchen (AUERSWALD 1998a). Die englische Übersetzung soil erosion beschreibt inhaltlich den gleichen Sachverhalt. Als Ursache für die be-schleunigten Abträge sind Eingriffe des Men-schen verantwortlich, der die Vegetationsdecke beseitigt oder durch Anbau von Kulturpflanzen so verändert, dass es zu verstärkten Bodenabträ-gen kommt (BREBUDA & RICHTER 1998). Die Prozesse der Bodenerosion werden durch flie-ßendes Wasser (einschließlich Schneeschmelze),

Wind sowie die Schwerkraft ausgelöst (RICHTER 1998a).

Der Begriff der Bodenerosion ist von dem der Erosion abzugrenzen, der von BREBUDA & RICH-TER (1998: 21) als „Abtragung der Erdoberflä-che durch fließendes Wasser“ definiert wird. Diese weitreichende Definition entspricht der Be-deutung des Begriffes erosion im angloamerika-nischen Sprachraum. Im Deutschen wird der Be-griff bisweilen auch enger gefasst, indem zwi-schen Erosion als linienhaftem und Denudation als flächenhaftem Abtrag unterschieden wird. Demgegenüber bezeichnet denudation im Engli-schen eine großräumige Abtragung, der die ero-sion als eine kleinräumige Abtragung, etwa auf Hangflächen, entgegensteht (AHNERT 2003).

V

D

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 75 __________________________________________________________________________ In der Bodenkunde wird der Begriff Bodenero-sion anders gebraucht als in der Geomorphologie. So definieren SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL (2002: 416) diese als „die Ablösung sowie den Transport von Bodenteilchen (Primärteilchen oder Aggregate) entlang der Bodenoberfläche“, welche jedoch ebenso „quasi-natürliche“ wie an-thropogene Ursachen haben kann. Abgegrenzt wird eine „rein anthropogen bedingte Verlage-rung des Bodens durch Bodenbearbeitungswerk-zeuge“, die als Bearbeitungserosion (engl.: til-lage erosion) bezeichnet wird.

In dieser Arbeit wird der Begriff Bodenero-sion gemäß der geomorphologischen Definition von AHNERT (2003), der Begriff Erosion im Sin-ne von BREBUDA & RICHTER (1998) verwendet. Der Begriff der Denudation wird gemäß dem deutschen Sprachgebrauch als ein flächenhafter Abtrag durch Wasser verstanden. Abträge durch Wind werden als äolische Transportvorgänge be-zeichnet, um den missverständlichen Begriff der Winderosion – der teils unter der natürlichen Ero-sion, teils unter Bodenerosion gefasst wird – zu umgehen. Zudem wird von Bodenerosion durch Wind gesprochen, wenn es sich um anthropogen bedingte äolische Prozesse handelt.

Von den Prozessen des Abtrags sind die der Sedimentation abzugrenzen. Hierunter werden ganz allgemein alle Ablagerungen von anorgani-schem und organischem Material verstanden, welches durch Transportvorgänge in tiefer gele-gene Reliefpositionen gelangte. Von Akkumula-tion wird dann gesprochen, wenn es zu einer An-sammlung von Abtragungs-, Verwitterungs- oder Bodenmaterial kommt, welches zu einer Ver-änderung von Relief- oder Bodenformen führt.

Weltweit ist die Bodenerosion das Hauptpro-blem der Bodendegradierung, wobei die Erosion durch Wasser den bedeutendsten Anteil daran hat (RICHTER 1998b). Im tropischen bis subtropi-schen Südamerika ist die Wassererosion im Be-reich der immerfeuchten und wechselfeuchten Hoch- und Mittelgebirge, d.h. in den Anden und im Ostbrasilianischen Bergland besonders be-deutsam. In diesen Gebieten treffen die Ungunst-faktoren intensive Niederschläge, hohe Relief-energie und intensive Nutzung zusammen. Die Erodibilität der Böden muss hingegen differen-zierter betrachtet werden, da deren Eigenschaften innerhalb dieser Großräume stark variieren.

Die Zusammenhänge zwischen Entwaldung, Landnutzung und Bodenerosion sind seit langem bekannt (u.a. PENDELTON 1940). Erste empiri-sche Untersuchungen und Abtragsgleichungen in Abhängigkeit von Hanglänge und -neigung lie-

ferten MUSGRAVE (1935) und ZINGG (1940). Hierauf bauten WISCHMEIER & SMITH (1962, 1978) ihre bekannte Bodenabtragsgleichung (Universal Soil Loss Equation) auf, die den Bo-denverlust als eine Funktion der Erosivität der Niederschläge (R), der Erodibilität der Böden (K), der Hanglänge (L), der Hangneigung (S), des Bewuchstyps (C) sowie der Bodenbearbei-tung (P) beschreibt.

Die in den USA auf Testflächen entwickelte Formel kann jedoch nicht unmittelbar auf andere Klimaregionen übertragen werden. So wurden verschiedene Modifikationen entwickelt, um den lokalen Gegebenheiten gerecht zu werden (für die feuchten Tropen u.a. von MORGAN et al. 1982). Wenngleich die USLE-Formel und ihre Modifikationen für die Abschätzung der Boden-erosionsgefährdung, insbesondere auch in digita-len Geländemodellen, international gesehen si-cherlich am häufigsten verwendet wird, so liefert sie nur begrenzt aussagekräftige Ergebnisse.

Vor allem in tropischen Regionen stößt sie schnell an ihre Grenzen, was unter anderem mit den in Abhängigkeit von Höhenlage und Expo-sition kleinräumig wechselnden Bodenverhält-nissen (IMESON & VIS 1982) sowie der schwie-rigen Erfassung der maßgeblichen Starkregener-eignisse am Untersuchungsort zusammenhängt (AHNERT 2003). Die Datenerfassung gestaltet sich insgesamt schwierig und erlaubt zudem nur räumlich eng begrenzte Aussagen; eine Messung absoluter Abträge (t/ha/a) ist für ein größeres Gebiet kaum möglich.

Schließlich eignet sich die Formel auch nicht zur Abschätzung des Abtrags eines individuellen Erosionsereignisses, so dass keine Belastungs-spitzen, die für eine Bemessung von Schutzmaß-nahmen erforderlich wären, bestimmt werden können (SCHMIDT 1998). Der Wert der Glei-chung liegt in erster Linie in einem relativen Ver-gleich verschiedener Standorte sowie einer Ab-schätzung der zu erwartenden Erosionsgefähr-dung bei Nutzungsänderung, während der direkte praktische Nutzen begrenzt ist (vgl. BORK 1991, SCHMIDT 1998, WILHELMY 2002, AHNERT 2003).

In Bezug auf die internationale Bodenero-sionsforschung sind auch die Arbeiten von DE PLOEY besonders zu erwähnen, der sich unter an-derem mit der Erforschung des Splash-Effekts (DE PLOEY & SAVAT 1968), den Wirkungen der Spüldenudation (DE PLOEY 1972, 1989) sowie der Erodibilität von Böden unter verschiedenen Klimaverhältnissen und Hangprozessen ausein-andergesetzt hat (DE PLOEY & POESEN 1987, DE

76 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ PLOEY et al. 1991). DE PLOEY besuchte zwischen 1977 und 1979 mehrfach Brasilien und beein-flusste die geomorphologische Bodenerosionsfor-schung dort maßgeblich (CRUZ 2000).

Die wissenschaftliche Auseinandersetzung mit dem Thema Bodenerosion hat in Brasilien ei-ne lange Tradition. Bereits vor über 50 Jahren er-schien das Werk „A Erosão do Brasil“ von DU-ARTE DE BARROS (1956), in dem der Forschungs-stand der vorangegangenen Jahre zusammenfasst und insbesondere den Abträgen unter verschiede-nen Nutzungssystemen große Aufmerksamkeit geschenkt wurde. Neben der Bodendegradation durch die großflächige Entwaldung, die bis Mitte des 20. Jahrhunderts vor allem die nordöstlichen, südlichen und südöstlichen Bundesstaaten betraf, wurde bereits auf die ökonomischen Folgen hin-gewiesen. Auch der historischen Landschaftsde-gradation wurde besondere Aufmerksamkeit ge-schenkt. Demnach gab es bereits 1950 im Bun-desstaat Rio de Janeiro keine Landschaft mehr, die nicht durch Bodenerosion massiv degradiert war. Explizit genannt werden die Serra do Órgãos mit Petrópolis und Teresópolis (DUARTE DE BARROS 1956: 280ff.).

Seit 1960 haben sich in Brasilien zahlreiche Forschungsarbeiten mit verschiedenen Aspekten der Bodenerosion beschäftigt. Einen guten Über-blick über die einzelnen Aktivitäten geben TEI-XEIRA GUERRA et al. (1999), SILVA et al. (2004) sowie SOUSA ARAUJO et al. (2005), die eine Reihe ingenieurstechnischer Maßnahmen zum Erosionsschutz aufzeigen. Ein eigenes Sympo-sium wurde der Grabenerosion (Gully-Erosion) auf der Regionalkonferenz Geomorphologie in Rio de Janeiro 1999 gewidmet (DA CUNHA & TEIXEIRA GUERRA 2001).

Für die landschaftsgenetischen Fragestellun-gen dieser Arbeit sind vor allem Abtrags- und Sedimentationsbedingungen unter verschiedenen Nutzungen sowie die Beziehung zwischen natür-licher Reliefentwicklung und Bodenerosion von Bedeutung. Nach der Definition von Boden-erosion setzt diese menschliche Eingriffe voraus, die in der Mata Atlântica seit mindestens 12.000 B.P. stattfinden. Von Bodenerosion kann aber erst ab dem Zeitpunkt gesprochen werden, seit dem der Mensch die Vegetation flächenhaft zer-stört. Dies ist seit der Nutzung des Feuers zum Abbrennen von Waldflächen der Fall.

Es ist weitgehender wissenschaftlicher Kon-sens, dass die großflächige Entwaldung der Mata Atlântica und die damit einhergehende verstärkte Bodenerosion mit der europäischen Kolonisation begonnen hat, wenngleich auch schon zuvor Be-

einträchtigungen durch indigene Kulturen statt-fanden.

Für den südostbrasilianischen Teil der Mata Atlântica wird von verschiedenen Autoren der Mitte des 18. Jahrhunderts beginnende Kaffeean-bau als Ausgangspunkt einer großflächigen Ent-waldung und Bodendegradation gesehen, da die-ser im Gegensatz zum (älteren) Zuckerrohranbau verstärkt in erosionsgefährdete Hanglagen ein-griff (DANTAS & COELHO NETTO 1995, GUERRA & BOTELHO 2001). Durch die Entwaldung soll es regional zu winterlichen Trockenperioden ge-kommen sein (DANTAS & COELHO NETTO 1995). Bereits zitiert wurden in diesem Zusammenhang die Untersuchungen von COELHO NETTO (1997), wonach mit dem Kaffeeanbau sehr hohe Sedi-mentationsraten einhergingen.

Den Zusammenhang zwischen Landnutzung und der Entstehung von Gullies wurde von AU-GUSTIN (2001) in Gouveia, Minas Gerais unter-sucht. Die Ergebnisse stützen die Aussagen von COELHO NETTO (1999), wonach die Mehrzahl der Gullies in Hohlformen und Amphitheatern angelegt ist. Interessanterweise wurden zudem alle Gullies in Verbindung mit anthropogenen Eingriffen gebracht. 73% waren an das Vorkom-men verschiedener Zäune gebunden, 18% traten in Bergbaugebieten auf und weitere 9% in der Nähe von Straßen oder Wegen. Von den drei vor-kommenden Zauntypen traten Gullies nur in zweien auf. Im ersten Fall handelte es sich um einfache Drahtzäune, die, um Kosten zu sparen, nur mit zwei oder drei Drahtreihen versehen wurden. An der Seite wurden zusätzlich ein kleiner Damm und eine Furche zum Abfluss des Oberflächenwassers errichtet. Gerade hier sam-melte sich – wie beabsichtigt – das Regenwasser, führte jedoch mit der Zeit zur unbeabsichtigten Bildung eines Gullies. Auch in Gräben, die zur Abgrenzung von Grundstücken und zum Schutz vor einem Eindringen des Viehs gezogen wurden, bildeten sich Gullies aus. Demgegenüber wurde entlang der alten, von Sklaven errichteten Mau-ern kein einziger Gully nachgewiesen.

Die Entstehung von Gullies durch das Zusam-menwirken von natürlichen Prozessen und unan-gepasster Landnutzung bestätigen auch Untersu-chungen von GREINERT (1992) im Bundesdistrikt Brasília, BACCARO et al. (2001) und BACELLAR et al. (2001) in Minas Gerais, FIGUEIREDO & GUERRA (2001) und CANIL et al. (2001) in Mato Grosso und Goias, RIDENTE et al. (2001) in São Paulo sowie PEIXOTO et al. (2001) in Rio de Ja-neiro. Letztere wurden in Paty do Alferes in der Serra do Mar durchgeführt und kommen zu dem

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 77 __________________________________________________________________________ Ergebnis, dass vor allem die Überweidung als Auslöser für die Entstehung der Gullies zu sehen ist. Demgegenüber sind die von CAMARGO & OLIVEIRA (2001) untersuchten Gullies auf dem zweiten südlichen Plateau in Paraná ausschließ-lich auf natürliche Prozesse zurückzuführen.

Im Hinblick auf die aktuelle Nutzungsproble-matik und eine Abschätzung potentieller Abträge bei Nutzungsänderung wird auch in Brasilien häufig die USLE-Gleichung in mehr oder minder modifizierter Form angewendet (u.a. KRONEM-BERGER & CARVALHO 2001, PAES BUENO 2004, RIBEIRO MENDES 2006). Wie bereits erwähnt, sind die so gewonnenen Ergebnisse jedoch nicht unmittelbar auf andere Räume übertragbar. Gleichwohl lassen sich tendenzielle raumspezi-fische Aussagen für einzelne Faktoren der For-mel ableiten, die in eine relative Abschätzung der Erosionsgefährdung in vergleichbaren Land-schaftsräumen einfließen können. Starkniederschläge Einen entscheidenden Einfluss auf die Bodenab-träge hat die Niederschlagsintensität, wobei der Tropfendurchmesser, die Fallgeschwindigkeit und die kinetische Energie vom Sprühregen über leichten, mittleren und starken Regen bis zum Gewitter kontinuierlich zunehmen (NILL 1998). In der Serra dos Órgãos fallen Starkniederschläge zwischen Oktober und März. Durchgehende Messreihen mit Erfassung der Starknieder-schlagsereignisse gibt es nur wenige; zudem vari-ieren die Niederschläge kleinräumig.

Für Nova Friburgo liegt eine Messreihe von 1931 bis 1970 vor (FIDERJ 1978). Nieder-schlagsereignisse mit mehr als 100 mm/24 h fan-den demnach in den Monaten Oktober sowie im Dezember bis März statt. Im November lag das absolute Maximum in diesem Zeitraum mit 99,6 mm an einem Tag nur unwesentlich darun-ter. Der höchste an einem Tag gemessene Nieder-schlag lag bei 165,4 mm/24 h (Dezember 1937). Aufzeichnungen über die Anzahl dieser Starknie-derschlagsereignisse sowie deren Auswirkungen (Rutschungen, Hochwasser) gibt es nicht.

Für die Messstation in Teresópolis beträgt das bislang höchste an einem Tag gemessene Nieder-schlagsereignis 134,1 mm (27.02.1967; Rohdaten aus Projekt BLUMEN). Im Tijuca Nationalpark in Rio de Janeiro lagen die beiden stärksten ge-messenen Niederschlagsereignisse zwischen 1970 und 2000 hingegen deutlich höher. Im Februar 1988 wurden an einem Tag 260 mm, im

Februar 1996 sogar 380 mm gemessen. Beide Er-eignisse hatten unmittelbare Rutschungen zur Folge (COELHO NETTO et al. 2001).

Die Landwirtschaftsschule in Venda Nova (Munizip Teresópolis) verfügt ebenfalls über ver-schiedene, jedoch nicht durchgängige Mess-reihen. Demnach kam es zwischen August 2004 und Februar 2005 zu sechs Starkniederschlagser-eignissen >100 mm/Tag. Weitere zwei Ereignisse lagen zwischen 90 und 100 mm/Tag. Der Monat mit den meisten Starkniederschlägen war der Januar (drei Ereignisse über 100 mm und zwei zwischen 90 und 100 mm). Erodibilität der Böden Untersuchungen zur Erodibilität verschiedener Böden im Bundesstaat São Paulo wurden von LOMBARDI NETO & BERTONI (1975) durchge-führt. Die Latossolos (Ferralsole) haben demnach eine geringe Erodibilität (K-Faktor nach der USLE-Formel zwischen 0,0134 und 0,0173); et-was höher ist aufgrund des Tonanreicherungsho-rizontes die der Argissolos (Acrisols) mit ~0,04. Die gleichen Autoren wiesen in einer späteren Arbeit Erodibilitätsklassen für die verschiedenen im Bundesstaat São Paulo vorkommenden Böden aus (BERTONI & LOMBARDI NETO 1999). Hydro-morphe Böden im Flachrelief sowie gut drainier-te und wasserdurchlässige Latossolos besitzen demnach eine sehr geringe bzw. geringe Erodibi-lität. Im mittleren Bereich liegen mehr oder min-der podsolierte Böden und solche mit Tonverla-gerung. Zur höchsten Erodibilitätsklasse gehören Cambissolos (Cambisole), Neossolos Litólicos (Leptosole), besonders tonreiche Böden mit ab-rupten Horizontübergängen sowie reine Quarz-sande.

CALDERANO FILHO et al. (2003) untersuchten die Nutzungseignung von Böden in Abhängigkeit von Relief und Hangneigung in einem kleinen Einzugsgebiet im Munizip Nova Friburgo. Sie wiesen für die weit verbreiteten Latossolos Ver-melhos-Amarelos (Ferralsole) gute bodenphysi-kalische Eigenschaften aus, die eine geringe Ero-dibiltät zur Folge haben. Die vorherrschenden Cambissolos sind in ihren Eigenschaften hinge-gen sehr variabel, so dass keine allgemein gül-tigen Aussagen hinsichtlich ihrer Erodibilität ge-troffen werden konnten. Allerdings betonen die Autoren, dass die Cambisole vornehmlich unter landwirtschaftlicher Nutzung stehen und sich die bodenphysikalischen Eigenschaften nach langjäh-riger Nutzung denen der Latossolos angleichen.

78 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ Hangneigung und –länge In verschiedenen Untersuchungen wurde eine Einteilung in Hangneigungsklassen vorgenom-men (u.a. DE BIASI 1977, INSTITUTO DE PESQUI-SAS TECNOLÓGICAS DO ESTADO DE SÃO PAULO - IPT 1990, CALDERANO FILHO et al. 2003). Vor allem die Klassifizierung der Hangneigung in Abhängigkeit von der Erodibilität der Böden des IPT (vgl. Tab. 4.2.1) bildet für eine Einschätzung im Gelände oder - bei Verfügbarkeit einer groß-maßstäblichen Bodenkarte, der Landnutzung und digitalem Geländemodell - für die Erstellung ei-ner Erosionsgefährdungskarte mittels eines GIS eine gute Grundlage.

Aus Tabelle 4.2.1 lässt sich unter anderem ab-leiten, das gut wasserdurchlässige und drainierte Latossolos (Ferralsole) erst ab einer Hangneigung von 20% (Klasse III) empfindlich gegenüber Bo-denerosion reagieren, während tonreiche Cambis-solos (Cambisole) und Neossolos Litólicos (Lep-tosole) mit entsprechend hoher Erodibilität be-reits bei Hangneigungen von <6% sehr empfin-dlich, bei >12% extrem empfindlich sind.

Zu vergleichbaren Ergebnissen kommen CAL-DERANO FILHO et al. (2003), die bei Hangnei-gungen <3% nur bei sehr empfindlichen Böden und sehr langen Hängen eine (geringe) Erosions-gefahr sehen. Zwischen 3% und 14% variiert die Erosionsgefahr vor allem in Abhängigkeit von den physikalischen Bodeneigenschaften. Ab einer Hangneigung von 14% ist der Oberflächenabfluss unter den meisten Böden schnell bis sehr schnell, ausgenommen sind nur sehr permeable Böden. Daher besteht eine Erosionsgefahr unter den meisten Nutzungen. Ab 20% ist der Oberflächen-abfluss unter den meisten Böden bereits sehr schnell und die Erosionsgefahr unter den meisten

Nutzungen groß. In der höchsten Klasse (>45%) wird die Erosionsgefahr generell als sehr groß eingestuft.

Die Hanglänge und -form haben nach BER-TONI & LOMABARDI NETO (1999) einen gerin-geren Einfluss auf die Abträge als die Hangnei-gung. Da Hanglängen und -formen kleinräumig stark variieren, kann hier nur mit raumspezifi-schen Modellen gearbeitet werden; übertragbare Schätzwerte lassen sich nicht ableiten. Vegetation / Nutzung WISCHMEIER & SMITH (1962, 1978) berücksich-tigen den Einfluss der Bodenbedeckung durch den C-Faktor, der den erosionsmindernden Ein-fluss verschiedener Kulturpflanzen und Bodenbe-deckung gegenüber Schwarzbrache ausdrückt. Die Schwarzbrache wird mit dem Wert 1 einge-stuft, eine geschlossene Waldvegetation erhält den Wert 0,001, der die geringsten Abträge unter Vegetation zum Ausdruck bringt. Für alle Nut-zungen gilt, dass die Erosionsgefährdung mit steigendem C-Wert zunimmt.

Tabelle 4.2.2 zeigt die relativen Bodenab-träge, ausgedrückt als C-Faktor der USLE-For-mel, unter verschiedenen tropischen und sub-tropischen Nutzungssystemen nach MITCHELL & BUBENZER (1980).

LEPSCH (1977) ermittelte bei Untersuchungen in Campinas im Bundesstaat São Paulo auf standardisierten Versuchsflächen absolute Abträ-ge von 1 t Boden/ ha/a unter Weide und von 1,4 t Boden/ha/a unter Kaffee. Während unter Wald lediglich 0,001 t Boden/ha/a abgetragen wurden, waren es bei einer Baumwollnutzung 36,0 t Boden/ha/a.

Tab. 4.2.1 Empfindlichkeit gegenüber Bodenerosion in Abhängigkeit der Erodibilität der Böden und der

Hangneigung (nach IPT 1990)

Hangneigung (%)

>20 12-20 6- 2 <6 sehr hoch I I II II

hoch I II II III

mittel II III III IV

gering III IV IV V Erod

ibili

tät

sehr gering V --- --- ---

I extrem empfindlich II sehr empfindlich III empfindlich IV wenig empfindlich V wenig empfindlich

bis unempfindlich --- keine Gefährdung

Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung 79 __________________________________________________________________________ Tab. 4.2.2 Relative Bodenabträge (C-Faktor nach WISCHMEIER & SMITH 1978) unter verschiedenen tropischen

und subtropischen Nutzungssystemen nach MITCHELL & BUBENZER (1980); gekürzt

Nutzung C-Faktor

Schwarzbrache 1,0 Geschlossener Wald 0,001 Dichte Grasbedeckung 0,010 Weide 0,100 Kaffee, Kakao, Kokos mit Unterwuchs 0,1-0,3 Baumwolle 0,5-0,7 Reis 0,1-0,2

Abfälle verbrannt 0,2-0,5 Abfälle eingearbeitet 0,1-0,3

Ananas

Abfälle aufgebracht 0,01 Getreide, Sorghum 0,4-0,9

Es zeigt sich demnach, dass Nutzungen, die zeitweise ohne schützende Bedeckung sind sowie solche ohne Unterwuchs und mit großen Reihen-abständen, wie Baumwolle, Getreide, Kaffee oder Kokos besonders gefährdet sind. Dies gilt auch für die meisten Gemüse (u.a. Tomaten, Salat, Kohl) und Agrumen, die in der Serra dos Órgãos angebaut werden. Durch das Aufbringen der Abfälle lassen sich, wie bei Ananas, die Abträge allerdings deutlich mindern (vgl. Tab. 4.2.2).

Erosionsmindernde Maßnahmen Maßnahmen zum Erosionsschutz sind unter an-derem Konturpflügen, Streifennutzung oder Ter-rassierung. In der USLE-Formel werden diese durch den P-Faktor berücksichtigt. Für einige Maßnahmen (v.a. Konturbearbeitung und Strei-fenanbau) lassen sich in Abhängigkeit von Hang-länge und -neigung Faktorenwerte aus Tabellen entnehmen. Für andere Maßnahmen ist eine ex-perimentelle Bestimmung erforderlich.

4.3.2 Rutschungen und Stürze

utschungen und Stürze sind Phänomene, die natürlicherweise durch gravitative Prozesse

ausgelöst werden, ohne dass ein Transportme-dium zwingend erforderlich ist; man spricht da-her auch von Massenselbstversatz. Der Mensch kann diese Prozesse jedoch beschleunigen oder unmittelbar herbeiführen, indem er im Falle von Rutschungen Wälder rodet, wodurch das Sicker-wasser tiefer in den Boden eindringt. Die tiefere Durchfeuchtung wird dann zum Problem, wenn sie ein rutschanfälliges Substrat unterhalb der (stabilisierenden) Wurzelzone erreicht und der Hang instabil wird (AUERSWALD 1998b).

Rutschungen treten in tropischen Ländern häufig durch eine Destabilisierung der Hänge als

Folge von Straßen- oder Siedlungsbaumaßnah-men auf. Beim Straßenbau kann die Versteilung eines Hanges im Böschungsbereich zu einer Ver-minderung der kritischen Höhe führen. Gleiches geschieht auch im Bereich von Siedlungen, wo-bei hier zusätzliche Belastungen durch die Bau-werke auftreten (vgl. AHNERT 2003). Stürze wer-den eher selten vom Menschen direkt verursacht. Ausnahmsweise ausgelöst werden können diese beim Bau von Staudämmen oder Straßentunneln.

Im Südosten Brasiliens stellen Rutschungen ein großes Problem dar. So kamen in den Jahren 1966 und 1967 in Rio de Janeiro nach Starknie-derschlägen 2.700 Menschen durch Rutschungen und Überflutungen ums Leben (JONES 1973,

R

80 Kapitel 4: Theoretische Grundlagen und Stand der Forschung __________________________________________________________________________ COSTA NUNES et al. 1979). Auch in der Serra dos Órgãos fordern Rutschungen nicht selten Todes-opfer und führen zu hohen materiellen Schäden.

Untersuchungen zu einzelnen Ereignissen lie-gen für das Tijuca-Massiv in Rio de Janeiro für die Jahre 1988 und 1996 vor (COELHO NETTO et al. 2001, CRUZ et al. 2001). Hier fielen an einem Tag 260 mm bzw. 380 mm Niederschlag, was zu massiven Rutschungen in besiedelten Gebieten führte. Während im ersten Fall vor allem Rut-schungen an Straßeneinschnitten erfolgten, wur-den beim zweiten Ereignis gleichzeitig mehrere große Rutschungen losgelöst. Die Abgänge folg-ten topographischen Linien, primär entlang von entwaldeten Flächen. Insgesamt wurden beim zweiten Ereignis mehrere Hundert Rutschungen registriert.

Die große Rutschungsgefährdung führen FER-NANDEZ et al. (2004) neben geologischen Ur-sachen auch auf den hohen Tongehalt des kol-luvialen Mantels (im Stadtgebiet von Rio de Ja-neiro i.d.R. > 40%) zurück. Da die Wasserleit-fähigkeit im sandig-schluffigen Saprolith größer ist als im Mantel (Decklehm) ist, kommt es bei entsprechenden Hangneigungen und Wassersätti-gung nach Starkniederschlägen zu Rutschungen.

Die Probleme der Besiedlung von steilen, rut-schungsgefährdeten Hängen sind seit langem be-kannt, doch führten der Bevölkerungsdruck in Verbindung mit Armut zu einer meist illegalen

Landnahme und neuen Favelas (FERNANDEZ et al. 2004). Dies ist nicht nur in Rio de Janeiro der Fall, sondern auch in den Mittelstädten Teresó-polis, Petrópolis und Nova Friburgo in der Serra dos Órgãos. Zwar werden durchaus Aufklärungs-arbeiten geleistet, Projekte initiiert und Gegen-maßnahmen getroffen (u.a lokale Wiederauffors-tung), was an der grundsätzlichen Problematik bislang jedoch kaum etwas geändert hat. Zudem treten Hangrutschungen besonders an Straßenein-schnitten auf (URROZ LOPES 2003).

Von Seiten der Geowissenschaften wird an Modellen zur Vorhersage von Rutschungen gear-beitet (u.a. GUIMARES et al. 2001, 2003, VIEIRA et al. 2001, FERNANDEZ et al. 2004), die auf-grund der kleinräumig wechselnden Bodeneigen-schaften, Hangneigungen und des geologischen Untergrundes sowie der diffusen Besiedlungs-struktur allerdings so komplex sind, dass sie zu-mindest bislang noch keine praktische Bedeutung besitzen.

Festzuhalten bleibt, dass Rutschungen ein na-türlicher Faktor in der Landschaftsgenese der Serra do Mar sind (BIGARELLA et al. 1965a, MEIS & SILVA 1968, MODENESI 1988, COELHO NETTO 1999, CRUZ 2000), der Mensch jedoch in ge-fährdete Bereiche vordringt und durch Entwal-dung und tiefe Einschnitte die Instabilität der Hänge beschleunigt.

4.3.3 Einfluss auf den Wasserhaushalt

ie Folgen der großflächigen Entwaldung im Bundesstaat Paraná beschreibt MAACK

(1956, zit. n. Richter 1998a: 236) wie folgt: „Plötzliche und verheerende Hochwässer lö-

sen sich mit dem Extrem, Wassermangel, ab. Durch die große Spülwirkung werden bei jedem Regen so ungeheure Massen von Verwitterungs-böden in die Bäche und Flüsse gespült, dass es zu keiner Jahreszeit mehr zu Klärung des fließenden Wassers kommt. Man sucht die früher so klaren Gewässer in Nordparaná heute vergebens. Eine schlammig-gelbe und rote Sedimenttrübe schiebt sich in den Tälern entlang…“.

Weniger dramatisch, aber doch vergleichbar stellt sich die Situation in weiten Teilen der Agrarlandschaft in der Serra dos Órgãos dar. Auch hier haben die Entwaldung und eine zuneh-mende landwirtschaftliche Nutzung zu einem verstärkten, schnellen Oberflächenabfluss in Ver-

bindung mit dem Auftreten von Hochwässern geführt. Vor allem auf den ungeschützten Ge-müsebauflächen kommt es bei Starknieder-schlägen zu erheblichen Bodenabträgen; zudem ist entlang vieler Bäche gleichzeitig eine starke Zunahme der Seitenerosion zu beobachten.

Die Zusammenhänge zwischen der Entwal-dung und einem beschleunigten Oberflächenab-fluss, größeren Versickerungstiefen sowie der Zunahme von Hochwässern und Seitenerosion werden in der brasilianischen geomorphologi-schen Literatur diskutiert (u.a. TEIXEIRA GUERRA et al. 1999, SILVA et al. 2004, SOUSA ARAUJO et al. 2005). Raumspezifische Untersuchungen für ein Einzugsgebiet in der Serra do Mar / Serra dos Órgãos liegen bislang jedoch nicht vor, was an dem Fehlen relevanter Niederschlags- und Ab-flussdaten liegen mag.

D

Kapitel 5: Ergebnisse 81 __________________________________________________________________________ 5 Ergebnisse 5.1 Großräumige geomorphologisch-bodengeographische Befunde Zusammenfassung: In diesem einführenden Ka-pitel werden für den gesamten Untersuchungs-raum die charakteristischen geomorphologischen Formen, landschaftsprägenden Strukturen, bo-dengeographischen Gegebenheiten sowie die er-

kennbaren Eingriffe des Menschen in die Land-schaft dargestellt, so wie sie sich aus der Inter-pretation von Satellitenbildern, Geländebefah-rungen und lokalen Begehungen darstellen.

5.1.1 Zentrale Höhenzüge der Serra dos Órgãos

ie zentralen Höhenzüge der Serra dos Ór-gãos zwischen Petrópolis im Südwesten und

Nova Friburgo im Nordosten sind durch ihr Steil-relief mit bizarren Felsformationen geprägt (Bild 5.1.1). Die Waldgrenze liegt im Nationalpark „Serra dos Órgãos“ im Mittel zwischen 1.800 und 2.000 m ü. M., variiert jedoch in Abhängig-keit vom Relief und den mikroklimatischen Ver-hältnissen. Während der Wald in windgeschütz-ten und sonnenbegünstigten Lagen auch bis über 2.000 m ü. M. reicht, wird er im Bereich windex-ponierter Schatthänge oder Kaltluftabflussbahnen bereits bei 1.800 m ü. M. – lokal möglicherweise auch schon darunter – von Strauchvegetation ab-gelöst. Die Höhenlagen werden von der Strauch- und Grasvegetation der „Campos de Altitude“ eingenommen.

Monolithische Inselberge (Bornhardts) und Halbinselberge ragen auf verschiedenen Höhen-niveaus aus den Talhängen heraus und bilden markante Gipfel, die, wie im Falle des Pedra Redonda (Bild 5.1.2) bisweilen die typische „Zu-ckerhutform“ besitzen. Die steilen Flanken der Inselberge sind unbewaldet, meist aber mit Bro-melien und Tillandsien bewachsen. Die Kuppen weisen bisweilen eine Baum- oder Strauchbede-ckung auf.

Auf Felsstandorten oberhalb der Waldgrenze sowie im Bereich von Inselbergen sind Abscha-lungen (Desquamationen) zu erkennen. Auch aus der Entfernung glatt und kompakt wirkende In-selberge weisen bei näherer Betrachtung mehr oder minder tiefe Klüfte und Spalten sowie deut-liche Abrisskanten auf. Am Hangfuß finden sich häufig Schuttkegel aus dem herabgestürzten Ge-steinsmaterial (siehe Bild 5.1.3). Der Anteil ober-flächlich sichtbarer Blöcke und gröberer Bestand-teile variiert bei verschiedenen Schuttkegeln deutlich, was auf einen unterschiedlichen Ver-

witterungsgrad des Gesteinschutts schließen lässt. Die Schuttkegel sind häufig bewaldet oder verbuscht, da der hohe Gesteinsanteil, die große Hangneigung und die damit verbundene Gefahr weiterer Abstürze eine anderweitige Nutzung einschränken. Allerdings führt der Nutzungs-druck in den Städten dazu, dass auch gefährdete Schuttkegel besiedelt werden (Bild 5.1.4).

Die Wollsackverwitterung ist in verschiede-nen Formen anzutreffen. In Gipfellagen der Hö-henzüge und auf Inselbergen finden sich gewal-tige gerundete Blöcke (Bild 5.1.5), die aus dem kompakten Kristallin herausgewittert sind. Es handelt sich um Grundblöcke, die am Ort ihrer Entstehung auf dem anstehenden Gestein liegen geblieben sind.

Blockburgen aus abgerutschten Blöcken sind sowohl in der Höhe am Fuß einer Stufe oder ei-nes Gipfels (Bild 5.1.6) als auch in den Talungen zu finden. Weitaus häufiger sind Einzelblöcke, die vornehmlich in Talungen, an flacheren Hän-gen und an Geländekanten, aber auch in steilen Hanglagen zur Ablagerung kamen. In den Wald-beständen des Nationalparks „Serra dos Órgãos“ finden sich solche selbst bei Hangneigungen von > 45%.

Zwischen Teresópolis und Petrópolis sind die Waldbestände zu einem großen Teil vernichtet, so dass unter Busch- oder Ackerland Grund-blöcke, Klippen und Einzelblöcke gut sichtbar sind (Bild 5.1.7). Nicht immer lässt sich eindeu-tig feststellen, ob die Blöcke gravitativ verlagert wurden oder nicht. Wollsäcke in situ finden sich häufig in Aufschlüssen, etwa an Straßenböschun-gen oder Steinbrüchen (Bild 5.1.8).

In das Gebirge eingeschnitten sind mehrere kurze, flache Täler und Seitentäler. Die Haupt-flüsse entwässern nach Nordwesten in den Rio Paraiba do Sul oder nach Südosten in die Guana-

D

82 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ bara-Bucht. Die bewaldeten Steilhänge sind mit Runsen durchzogen, in denen bei Starkregen gro-ße Wassermengen abfließen. Des Weiteren sind die zahlreichen Wasserfälle zu erwähnen, die sich sowohl in den Höhenlagen als auch im Bereich des Gebirgsfußes finden.

Neben der Desquamation und dem Abgang von Blöcken ereignen sich Massenverlagerungen auch unter geschlossenen, vom Menschen weit-gehend unbeeinflussten Waldbeständen in Form von Bergstürzen und Muren. Zeugnisse größerer Bergstürze sind jedoch selten und auf steile Fels-hänge beschränkt (Bild 5.1.9). Murgänge wurden nicht beobachtet, allerdings von Ortsansässigen vor allem für die tieferen Gebirgslagen beschrie-ben. Ein besonders heftiger Abgang hat sich im Jahr 2003 in einem geschlossenen Waldbestand westlich von Guapimirim nach einem Starknie-derschlagsereignis zugetragen. Die Schlamm- und Geröllmassen haben sich demnach in einem bestehenden Bachbett kanalisiert und eine breite Schneise geschlagen, die zahlreiche Bäume mit sich riss.

Weniger dramatisch, aber ungleich häufiger sind kleinere, lokal begrenzte Bodenabträge und Rutschungen in bewaldeten Steilhängen infolge umgestürzter Bäume. Dass sich auf diese Weise jedoch größere Schneisen oder Erosionsformen gebildet haben, wurde nicht beobachtet. Der ty-pische Verlagerungsprozess in geschlossenen Waldbeständen ist die Kriechdenudation, eine langsame Verlagerung von Bodenmaterial hang-abwärts. Auf diesen Prozess wird an späterer Stelle noch näher eingegangen.

Der anthropogene Einfluss zeigt sich in den Höhenzügen der Serra dos Órgãos einerseits in einer großflächigen Entwaldung und Umwand-lung in land- oder forstwirtschaftliche Nutz- oder

Siedlungsflächen, andererseits durch verschie-denartige Beeinträchtigungen innerhalb bestehen-der Waldflächen (vgl. Kap. 4.5.7). Wie in Kapitel 3.2.5 dargestellt, sind große Waldflächen primär auf der dem Atlantik zugewandten Seite erhalten. Im Untersuchungsraum sind dies die Waldflä-chen des Schutzgebietsverbundes mit dem Natio-nalpark „Serra dos Órgãos“ und dem „Parque Estadual Três Picos“.

Auch in geschützten Waldbeständen haben er-hebliche Eingriffe stattgefunden. Dabei ermög-lichte der Bau von Eisenbahnlinien und Straßen überhaupt erst die Erschließung des schwer zu-gänglichen Berggebietes. Während der Eisen-bahnbetrieb seit Ende der 50er Jahre eingestellt ist und nur noch marode Schienenstränge und Ei-senbahnbrücken von dessen ehemaliger Existenz zeugen, durchschneiden Kolonialstraßen ebenso wie gut ausgebaute Schnellstraßen das Bergwald-gebiet. In deren Verlauf kommt es aufgrund der teils tiefen Einschnitte in die Gebirgsflanken und der unvermeidbaren steilen Böschungskanten in der Regenzeit häufig zu Rutschungen. In der Pe-ripherie der Städte Petrópolis und Teresópolis drängen Siedlungen die Wälder zurück und drin-gen dabei in immer steilere, rutschungsgefährdete Hanglagen vor (Bilder 5.1.10 und 5.1.11).

Die Weidenutzung hat in der Vergangenheit zu einer massiven Zerstörung von Regenwäldern in der Bergregion geführt. In jüngerer Vergan-genheit kommt der Gemüsebau hinzu, der auch in höheren Gebirgslagen in geschützte Waldbestän-de des Nationalparks vordringt. Betroffen sind vor allem Waldflächen im Munizip Petrópolis und dort im Bereich der Siedlung Bonfim (Bild 5.1.10). Neben dem direkten Verlust wertvoller Waldbestände besteht die Gefahr eines allmäh-lichen Abtrags der dünnen Bodendecke.

Bild 5.1.1 Serra dos Órgãos mit dem “Dedo de Deus” Bild 5.1.2 Inselberg „Pedra Redonda“

Kapitel 5: Ergebnisse 83 __________________________________________________________________________

Bilder 5.1.3 Abplattungen und Schuttfächer, Itaipava 5.1.4 Besiedlung eines Schuttkegels, Teresópolis 5.1.5 Blöcke, Inselberg bei Nova Friburgo 5.1.6 Blockburg unterhalb des “Pedra do Sino” 5.1.7 Blöcke und Klippen, Serra dos Órgãos 5.1.8 Wollsackverwitterung, Serra dos Órgãos 5.1.9 Bergsturz bei Guapimirim 5.1.10 Zurückdrängung der Wälder durch

Siedlungen, Bonfim (Petrópolis)

84 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Bild 5.1.11 Besiedlung rutschungsgefährdeter Hanglagen, Petrópolis

Bild 5.1.12 Expansion des Gemüsebaus zwischen Teresópolis und Petrópolis

5.1.2 Bergland nordöstlich der zentralen Höhenzüge (Lee)

as nordöstlich der zentralen Höhenzüge an-schließende Bergland ist durch ein bewegtes

Relief mit herausragenden Inselbergen (Bild 5.1.13), Hügeln, einem dichten Fließgewässer-netz sowie Breit- und Engtälern und intramonta-nen Becken mit alluvialen Sedimenten gekenn-zeichnet. Die Aufweitungen, insbesondere auch in den Mündungsbereichen, sind bevorzugte Standorte für den Bewässerungsfeldbau. (Bild 5.1.14).

Die mittleren Höhen liegen zwischen 800 und 1100 m ü. M., einzelne Inselberge ragen bis über 1500 m ü. M. heraus. Die Landschaft ist durch den Menschen stark überprägt und präsentiert sich heute als kleinteilige Agrarlandschaft, in der Wieden, Acker- und Gemüsebauflächen, Wald-fragmente und Buschland die flächenmäßig größ-ten Anteile besitzen. Daneben nehmen Obstplan-tagen und Aufforstungen (Pinus und Eukalyptus) sowie Siedlungs- und Verkehrsflächen größere Flächen in Anspruch.

Innerhalb des Teillandschaftsraumes variieren Relief und aktuelle Nutzung – die Agrarland-schaft zwischen Teresópolis und Bom Sucesso kann jedoch insofern als Prototyp betrachtet wer-den, als dass sie alle charakteristischen geomor-phologischen Formen und prägenden Land-schaftselemente beinhaltet. Daher fanden die De-tailuntersuchungen vornehmlich in diesem Ge-biet, primär in den Tälern des Rio das Bengalas, des Córrego Sujo, des Córrego Roncador sowie in der Region Três Picos / São Lorenço statt.

Geomorphologisch ist die Serra dos Órgãos außerhalb der zentralen Höhenzüge als ein jung gehobenes, zertaltes, erst mäßig eingerumpftes Gebirge innerhalb des altkristallinen Sockels mit einzelnen herausragenden Inselbergen zu be-schreiben. Die Inselberge besitzen verschiedene Formen, von Blockinselbergen mit relativ flachen Hängen bis zu steileren, prall-konvexen Domin-selbergen (siehe Bild 5.1.13). Häufig sind Über-gänge beider Formen. Die für Rio de Janeiro und die dem Atlantik zugewandten Flanken der Serra dos Órgãos typische „Zuckerhutform“ (Born-hardt) mit sehr steilen Hängen wurde jedoch nicht beobachtet. Charakteristisch für alle Insel-berge ist der Bewuchs mit Bromelien- und Kak-teengewächsen sowie Abplattungen und Schutt-kegeln am Bergfuß.

Die Verwitterungsfront ist im Allgemeinen sehr unregelmäßig ausgebildet, was auf eine unterschiedlich tiefe Durchfeuchtung schließen lässt. Klippen und Grundblöcke treten jedoch im Gegensatz zu den zentralen Höhenzügen nur selten auf. Die Mächtigkeit der Verwitterungs-decke schwankt zwischen wenigen Zentimetern und mehreren Metern.

Das Festgestein wird meist von einem unter-schiedlich ausgeprägten Zersatz (Saprolith, Grus) und einer Regolithdecke bedeckt. In steilen Hanglagen kann der Zersatz auch fehlen, so dass die dünne Bodendecke unmittelbar aus dem Fest-gestein entwickelt ist.

D

Kapitel 5: Ergebnisse 85 __________________________________________________________________________

Bild 5.1.13 Dominselberg im Einzugsgebiet des Córrego Sujo Im Bereich der Inselberge, in exponierten Hang-lagen sowie in Quellmulden tritt das Kristallin an die Oberfläche. In Bild 5.1.14 ist dies oberhalb der Gemüsebauflächen der Fall. Rezente Ab-schuppungen sind auch im Bergland zu beobach-ten, jedoch seltener als in den zentralen Höhen-lagen. Dies ist ein Indiz für die geringere Bedeu-tung der physikalischen gegenüber der chemi-schen Verwitterung in den tieferen Höhenlagen.

Die größten beobachteten Mächtigkeiten des Gesteinszersatzes im Bergland betragen mehr als 15 m. Reliefbestimmte Regelhaftigkeiten hin-sichtlich der Zersatzmächtigkeiten konnten nicht

festgestellt werden. Über dem Zersatz folgt meist ein roter bis gelblich roter Boden, der im Weite-ren als „Latosol“ bezeichnet wird (Munsell-Far-ben: 2,5 bis 5 YR 4/6). Dieser wird häufig von ei-nem gelbbraunen bis braunen Boden überdeckt (Munsell: 7,5 bis 10 YR, 4/4 bis 4/6).

Die Oberböden sind durch Huminstoffe dun-kelbraun gefärbt (Munsell: 7,5 bis 10 YR, 3/3 bis 3/4). Zwischen dem roten und (gelb)braunen Boden ist gelegentlich eine Steinlage ausgebildet. Während der Latosol Mächtigkeiten von meh-reren Metern erreichen kann, ist der (gelb)braune Boden häufig zwischen 0,5 und 2 m mächtig.

Bild 5.1.14 Agrarlandschaft bei Mottas (oben)

86 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Die Grenze zwischen rotem Latosol und Zersatz ist ebenso wie die zwischen Zersatz und Festge-stein meist „taschenförmig“ ausgebildet (siehe Bild 5.1.15), was für eine unterschiedliche Durchfeuchtungstiefe spricht. Häufig ist der Zer-satz durch Eisenoxidation rot gefärbt, so dass der Übergang zum roten Latosol fließend erscheint. Demgegenüber ist die Grenze zwischen dem (gelb)braunen Boden und dem roten Latosol überwiegend scharf und eben bis wellig (Bild 5.1.16). Ausnahmen bilden Unterhangkolluvien, kolluviale Füllungen oder maschinelle Umlage-rungen, wo (gelb)braune Böden Mächtigkeiten von mehreren Metern erreichen können. Zudem wurden auch fließende Übergänge von rot nach braun beobachtet, bei denen es sich wahrschein-lich um eine Vermischung von Bodenmaterial handelt. Auf diesen Aspekt wird an späterer Stel-le noch detailliert eingegangen.

Ausgeprägte Rampa-Komplexe sind im Un-tersuchungsraum eher selten und nur räumlich begrenzt landschaftsprägend. Anzutreffen sind

sie unter anderem in den Talungen bei Três Pi cos / São Lorenço (Bild 5.1.17). Dieser Land-schaftsteilraum zeichnet sich im Vergleich zu den Tälern des Rio das Bengalas, des Córrego Sujo sowie des Córrego Roncador auch durch eine stärkere Pedimentierung und das häufigere Vor-kommen von „halben Orangen“ (Meias laranjas) aus.

In Richtung Norden verändert sich das Land-schaftsbild zusehends, wobei die kleinteilige Agrarlandschaft einer großteiligen Weideland-schaft mit breiteren Talungen und Auen weicht (Bild 5.1.18). Das Relief wird allmählich flacher, die Formen sanfter, und Inselberge verschwinden gänzlich. In dem deutlich stärker eingerumpften Gebirge nördlich des Untersuchungsraumes bil-den Rampa-Komplexe häufig die charakteristi-schen Hangformen.

Häufig zu beobachten sind im Bergland mehr oder minder tiefe, bisweilen parallel zueinander verlaufende Hangrunsen, seltener ovale Hohlfor-men (Bilder 5.1.19 und 5.1.20).

Bilder

5.1.15 Latosol aus Saprolith, Rio das Bengalas (links)

5.1.16 Scharfe Grenze zwischen gelbbraunem Boden über rotem Latosol (rechts)

5.1.17 Rampa-Komplexe bei Santa Cruz, Três Picos / São Lorenço (unten)

Kapitel 5: Ergebnisse 87 __________________________________________________________________________

Bilder

5.1.18 Rampa-Komplex, Rio São Francisco (außerhalb des Untersuchungsraumes)

5.1.19 Inaktive Hangrunsen, Hügel am Rio dos Frades

5.1.20 Hohlform, Venda Nova 5.1.21 Hohlform bei Petrópolis

Eine größere und deutlich tiefere runde Hohlform befindet sich in der Nähe von Petrópolis (Bild 5.1.21). Bei den Runsen könnte es sich um im Pleistozän angelegte Strukturen handeln, die im Holozän weitergebildet wurden. Ungewöhnlich ist jedoch der parallele Verlauf der Runsen in etwa gleichem Abstand zueinander, der auch auf eine ehemalige Plantagennutzung (z.B. Kaffee) zurückzuführen sein könnte. Bei der Hohlform handelt es sich wahrscheinlich eher um eine im Pleistozän angelegte Form, die sich im Holozän als Gully weiterentwickelte, der heute jedoch nicht mehr aktiv ist.

Nahezu die gesamte Berglandschaft, mit Aus-nahme der Felsformationen, ist innerhalb der genannten Einzugsgebiete anthropogen über-prägt. Die im frühen 19. Jahrhundert beginnende großflächige Entwaldung (vgl. Kap. 5.5) führte zu verstärkten Bodenabträgen im Bereich der Hänge, wovon gekappte Bodenprofile im Bereich der Ober- und oberen Mittelhänge sowie kolluvi-ale Ablagerungen am Hangfuß zeugen. Häufig finden sich Aufschlüsse mit Brandhorizonten in

verschiedenen Mächtigkeiten und Lagen, die eine frühere Brandrodung belegen (Bild 5.1.22). Die unter dem Namen coivara bekannte Brandrodung wird auch heute noch betrieben.

Die Entwaldung und Übernutzung hat zu Pro-zessen der Bodenerosion geführt. Auffällig sind kleinräumig variierende Erosionsformen und -in-tensitäten. So wurden beispielsweise entlang der BR-116 am Rio Paquequer zwischen Teresópolis und Além Paraíba unter Weideland deutlich mehr tiefe Gullies beobachtet als in den anderen unter-suchten Talungen im Bergland (Bilder 5.1.23 bis 5.1.25). Auf die Bodenerosion und mit dieser ein-hergehende Nutzungsprobleme wird in Kapitel 5.6 am Beispiel des Munizips Teresópolis und dem kleinen Einzugsgebiet des Córrego Sujo ver-tieft eingegangen.

Vor allem steile, vegetationsfreie Böschungen neigen rasch zur Bildung von Rillen und Rinnen (Bild 5.1.26). An einem Aufschluss am Rio das Bengalas wurde beobachtet, dass sich innerhalb von nur zwei Jahren (Dezember 2004 bis De-zember 2006) auf einem unbefestigten Zufahrts-

88 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ weg mit 9° Hangneigung Rinnen von mehreren Dezimetern Tiefe gebildet hatten.

Mehr oder minder starke Rutschungen treten an den Hauptstraßen wie auch an unbefestigten Wegen nach Starkniederschlagsereignissen auf (Bild 5.1.27). Ursachen hierfür sind Hangverstei-lungen an den Straßenböschungen, die zu einer Verminderung der kritischen Höhe führen. Ist diese überschritten, gewährleistet auch eine sta-bilisierende Waldbedeckung oberhalb der Bö-schung keinen hinreichenden Schutz mehr. So er-eignete sich im Februar 2005 eine schwere Rut-schung im Bereich der BR-116 südlich von Te-resópolis (Bild 5.1.28) und auch im Verlauf der BR-116 zwischen Teresópolis und Guapimirim wurden mehrere Rutschungen in Waldbeständen beobachtet.

Entlang der Verkehrsachsen wurden lokal Schutzmaßnahmen gegenüber Erosion und Rut-schungen ergriffen. So finden sich im Verlauf der BR-116 mehrere Schutzmauern im Bereich von Gullies. Diese bestehen aus locker übereinander gelagerten Steinen, die in ein Metallgitter einge-

fasst sind, so dass die Wasserdurchlässigkeit ge-währleistet ist. Zudem wurde an jeder Seite ein Entwässerungsgraben angelegt (Bild 5.1.29). Ein-fache Varianten bestehen aus übereinander gela-gerten Sandsäcken. Präventivmaßnahmen gegen-über Rutschungen finden sich in Form terrassier-ter Hänge (Bild 5.1.30). An nachgeordneten Stra-ßen und Wegen fehlen entsprechende Schutz-maßnahmen meist.

Auch in Siedlungen kommt es des Öfteren zu Rutschungen. Besonders gefährdet sind die Fa-velas, die sich notgedrungen häufig in steilen Hanglagen befinden (Bild 5.1.31). Neben der Verminderung der kritischen Höhe wird die Rut-schungsgefährdung durch die Auflast der Ge-bäude verstärkt. In städtischen Lagen werden zudem häufig mehrere Stockwerke übereinander gebaut, d.h., auf dem betonierten Flachdach eines Hauses wird ein weiteres, etwas weiter in den Hang hineinversetztes Stockwerk errichtet, da-nach ein drittes und so weiter. So entsteht der typische getreppte Aufbau der Favelas.

Bilder

5.1.22 Brandhorizont; Aufschluss an der RJ-130 5.1.23 Überweidungsschäden am Rio Paquequer 5.1.24 Aktiver Gully am Rio Paquequer 5.1.25 Stabiler Gully am Rio Paquequer

Kapitel 5: Ergebnisse 89 __________________________________________________________________________

Bilder 5.1.26 Rinnenbildung an einer Straßenböschung 5.1.27 Rutschung, RJ-130 bei Venda Nova 5.1.28 Rutschung südlich von Teresópolis, BR-116,

(Februar 2005) 5.1.29 Schutzmauer an der BR-116 zwischen

Teresópolis und Além Paraiba 5.1.30 Terrassierte Böschung, BR-040 bei Petrópolis 5.1.31 Bebauung in rutschungsgefährdeter

Hanglage, Jardim Meudon, Teresópolis 5.1.32 Seitenerosion am Rio das Bengalas 5.1.33 Uferbefestigung am Rio Paquequer

90 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ In der Regenzeit zwischen November und März kommt es regelmäßig zu Starkniederschlagser-eignissen mit teils verheerenden Wirkungen. So fielen Anfang Januar 2007 in den Munizipien Nova Friburgo, Teresópolis und Petrópolis 16 Personen Rutschungen und Überschwemmungen zum Opfer und mehrere Hundert wurden obdach-los. Alleine im Munizip Nova Friburgo beliefen sich die Schäden auf geschätzte 79 Mio. Real (Angaben der Provinzregierung).

Volkswirtschaftlich weniger dramatisch, aber für einzelne Familien von existentieller Bedro-hung ist die in allen untersuchten Einzugsgebie-ten entlang der Gerinne häufig zu beobachtende Unterschneidung der Uferböschung und die daran gebundene voranschreitende Seitenerosion. Pri-mär ärmere Familien errichten ihre Häuser un-mittelbarer am Fluss, da sie dort direkten Zugang zu Wasser haben und das Abwasser in den Fluss

leiten können (Bild 5.1.32). Diese Standorte wer-den auch im städtischen und stadtnahen Bereich von reicheren Bevölkerungsschichten aufgrund der Hochwasser- und Erosionsgefahr meist ge-mieden, so dass sie als Bauland ohne entspre-chende Schutzmaßnahmen kaum einen Wert be-sitzen.

Derzeit finden sich nur selten Maßnahmen zur Stabilisierung der Uferböschung, was mit man-gelndem Know-how und/oder finanziellen Mög-lichkeiten zusammenhängen dürfte. Die in Bild 5.1.33 gezeigte Schutzmauer befindet sich auf dem Gelände einer großen Fazenda. Dies ist inso-fern typisch, als dass derartige Schutzmaßnah-men nur im Bereich größerer Anwesen, wie Fa-zendas oder touristischer Einrichtungen beo-bachtet wurden, wo das Wissen und die finan-ziellen Mittel offensichtlich vorhanden sind.

5.1.3 Gebirgsfuß und Agrarlandschaft des Tieflandes

m Gebirgsfuß wurden die Hänge fluvial zerschnitten und rückverlegt. So entstanden

über lange Zeiträume Pedimente, die sich, wie von KING (1949, 1953) beschrieben, zur Pedi-plain zusammenschlossen. An den Hängen wi-derstanden Inselberge der Abtragung und wurden aus den Talhängen herauspräpariert (Bild 5.1.34), während am Gebirgsfuß isolierte Kuppen zurück-blieben (Bild 5.1.35). Durch eine fortschreitende Rückverlegung der Gebirgshänge entfernten sich die Kuppen relativ zum Gebirge. Abtragungspro-zesse formten die Kuppen weiter und gaben ih-nen gelegentlich eine halbrunde Form, die an ei-ne halbe Orange (Meia laranja) erinnert (Bild 5.1.36). Die halben Orangen im Arbeitsgebiet sind im Mittel zwischen 20 und 40 m hoch und weisen Hangneigungen von im Mittel 25 bis 30% auf. Ihre heutige Entfernung zum Gebirgsfuß beträgt einige hundert Meter bis mehrere Kilome-ter (vgl. Kap. 2, Bild 2.2.3).

Es wurden vier angeschnittene halbe Orangen lokalisiert, auf denen ein (gelb)brauner Boden über einem roten Latosol oder Zersatz in einer Mächtigkeit von ca. 1 bis 1,5 m durchgängig erhalten ist. In keinem Fall ist zwischen dem braunen und roten Boden (bzw. Zersatz) eine Steinlage ausgebildet. An einem Aufschluss ist zu erkennen, dass die Tiefenverwitterung bereits weit fortgeschritten ist, da der Kern aus Zersatzmaterial und nicht aus Festgestein besteht.

Häufig sind die halben Orangen bewaldet oder verbuscht, vor allem in Ortsnähe werden sie auch als Weideland genutzt (5.1.42).

(Gelb)braune Böden wurden auch an zahl-reichen Straßenaufschlüssen nachgewiesen. Die Mächtigkeit beträgt auch hier meist zwischen 1 bis 1,5 m. Steinlagen zwischen beiden Lagen sind nur selten vorhanden. An steileren Hängen und Böschungen wurde der (gelb)braune Boden häu-fig abgetragen und über den roten Latosol verteilt (Bild 5.1.37).

Die Flüsse und größeren Bäche verlaufen in der unteren Gebirgsstufe im Festgestein und bil-den Gefällsbrüche und Pools aus. Das Trans-portgut besteht aus groben Schottern und gerun-deten Blöcken (Bild 5.1.38). Diese werden an fla-cheren Abschnitten, Katarakten und zuletzt am Gebirgsfuß zusammen mit Sanden abgelagert. Mehrfach wurde beobachtet, dass verschiedene Sandlagen gröbere Schotter in unterschiedlichen Mächtigkeiten überlagern (Bild 5.1.39). Dies ist ein Hinweis darauf, dass sich die Schleppkraft der Fließgewässer verringert hat. Die gröberen Ablagerungen dürften mit trockeneren Klimaver-hältnissen während der pleistozänen Kaltzeiten und im frühen bis mittleren Holozän zusammen-hängen.

Die größeren Täler sind tief in das Gebirge eingeschnitten und von steilen Hängen begrenzt. In größeren Talungen sind gewaltige Felsblöcke

A

Kapitel 5: Ergebnisse 91 __________________________________________________________________________ abgelagert, die Durchmesser von mehreren Me-tern erreichen (Bild 5.1.40). Kleinere Gerinne sind oft nur wenige Dezimeter tief und verlaufen im Regolith. In der Küstenebene verflacht das Längsprofil und die Fließgewässer beginnen zu mäandrieren. Dabei lagern sie Schotter- und Sandbänke ab (Bild 5.1.41).

Während die Küstenebene bis auf kleinere Fragmente auf den Hügeln weitgehend entwaldet ist, finden sich in der unteren Gebirgsstufe noch ausgedehnte Wälder. Es ist jedoch davon aus-zugehen, dass weite Teile der unteren Gebirgs-stufe spätestens seit Ende des 17. Jahrhunderts ei-ner Nutzung unterlagen und erst in jüngerer Zeit wieder aufgeforstet wurden, bzw. einer natürli-

chen Sukzession unterlagen. Hierauf wird in den Kapiteln 5.4 und 5.5 ausführlich eingegangen.

Die Eingriffe des Menschen in die Landschaft sind geomorphologisch an zahlreichen Erosions-formen erkennbar. So zeigen sich auf den halben Orangen wie auf den Talhängen des Vorgebirges häufig Überweidungsschäden. Bisweilen sind in den halben Orangen auch Hohlformen erkennbar, die als Zeugnisse ehemaliger Bodenerosions-prozesse bzw. durch diese überprägte pleistozäne Hohlformen gedeutet werden (Bild 5.1.42). Ent-lang der Straßen sind die halben Orangen teil-weise abgetragen, angeschnitten oder zum Schutz gegenüber Erosion und Rutschungen auch terras-siert (Bild 5.1.43).

Bilder

5.1.34 Pediplain bei St. Aleixo, Magé Durch parallelen Hangrückzug und Zertalung werden Inselberge herauspräpariert und die Unterhänge

zerschnitten. Es bildet sich eine Pediplain (hier bei St. Aleixo, Magé; oben)

5.1.35 Pediplain bei Guapimirim Charakteristisch für die Pediplain (hier bei Guapimirim) sind „halbe Orangen“ (Meias Laranjas), die sich

dem Abtragungsprozess relativ stärker widersetzen und häufig in Schwärmen auftreten (unten)

92 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Bilder 5.1.36 Halbe Orangen bilden markante

Erhebungen in der Agrarlandschaft (oben links)

5.1.37 Gelbbraune über roten Böden finden sich auf halben Orangen wie auch an Hängen (oben rechts)

5.1.38 Das Transportgut der Flüsse besteht in der unteren Gebirgsstufe aus groben Schottern und Blöcken, Nationalpark Serra dos Órgãos, Guapimirim (Mitte oben, links)

5.1.39 Am Unterlauf werden die Schotter und Blöcke häufig von Sanden verschiedener Körnung überlagert, Rio Guapimirim in der Ortslage Guapimirim (Mitte oben, rechts)

5.1.40 In den größeren Talungen finden sich gerundete Blöcke von mehreren Metern Durchmesser (Mitte unten, links)

5.1.41 In der Küstenebene beginnen die Flüsse zu mäandrieren und lagern selektiv Schotter und Sande ab – am Rio Guapiaçu wurden im vorderen Prallhangbereich Schotter, im hinteren Grobsande abgelagert (unten)

Kapitel 5: Ergebnisse 93 __________________________________________________________________________

Bilder

5.1.42 Halbe Orangen, teilweise mit Hohlformen in der Weidelandschaft bei Guapimirim (oben)

5.1.43 Terrassierte halbe Orange an der RJ-122 zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu (Mitte links)

5.1.44 Schluchtartiger Gully an der RJ-122 zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu (Mitte rechts)

5.1.45 Aktiver Gully bei Fragoso, Munizip Magé (unten links)

5.1.46 „Anthropogene Skulpturform“ an der BR-116 (unten rechts), Guapimirim

Grabenerosion ist unter Weideland weit verbrei-tet. In den Munizipien Guapimirim und Cachoei-ras de Macacu finden sich zahlreiche tiefe Gullies entlang der RJ-122, die die gleichnamigen Muni-zip-Hauptstädte verbindet (Bild 5.1.44). Mehrere gewaltige, schluchtartige Gullies sind bei Santo

Aleixo und Fragoso im Munizip Magé zu sehen. Einige von ihnen reichen bis ins Festgestein (Bild 5.1.45). Im Extremfall sind die Regolithdecke und der tiefgründig verwitterte Zersatz so weit abgetragen und erodiert, dass nur noch einzelne Skulpturformen aufragen (Bild 5.1.46).

94 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ 5.2 Untersuchungen zur känozoischen Reliefentwicklung Zusammenfassung: Als Grundlage für das Ver-ständnis der quartären Landschaftsgenese wer-den die Grundzüge der känozoischen Reliefent-wicklung der Serra dos Órgãos anhand geologi-scher und paläoklimatologischer Befunde für Südostbrasilien, geomorphologischer Modellvor-stellungen, einer Interpretation von Satellitenbil-dern und geowissenschaftlichen Karten sowie eigener Geländebefunde diskutiert.

Demnach wurde die großräumige tertiäre Reliefentwicklung maßgeblich bestimmt durch (a) die tektonische Hebung der Serra do Mar, die in der Unteren Kreide einsetzte und im späten Eo-zän bis Oligozän ihr Maximum erreichte, (b) die bis zum mittleren Eozän feucht-tropischen Klima-verhältnisse, die eine tiefgründige Verwitterung bedingten, (c) die Ausbildung eines orographi-schen Luvseiten-Effekts, der zu einer Differenzie-rung der Niederschlagsverhältnisse und damit der Reliefentwicklung im Luv und Lee des Gebir-ges führte, sowie (d) die im mittleren Oligozän einsetzende Trockenheit, die bis zum Ende des

Miozäns anhielt und bei nachlassender Hebung zu verstärkten Abträgen und einer Verfüllung von Talungen und Senken im trockenen Lee des Ge-birges führte. Auf den monozyklischen Wechsel des reliefwirksamen Tertiärklimas mit einer zu-nehmenden Feuchtigkeit im Pliozän folgten poly-zyklische Fluktuationen im Quartär, in deren Verlauf es zur Talbildung und Ausräumung der tertiären Füllungen kam.

Kleinräumig werden die Petrovarianz und die Klüftigkeit des Gesteins als reliefprägend her-ausgestellt. Diese bedingten eine unterschiedli-che Durchfeuchtungstiefe, wodurch sich eine un-regelmäßige Verwitterungsfront ausbildete. Die Flüsse bahnten sich bei fortschreitender Tiefer-legung ihren Weg durch den tiefgründig verwit-terten Gesteinszersatz bzw. die tertiären Füllun-gen. Auch die Hangabträge und die Inselberg-genese wurden durch den Verwitterungsgrad des Kristallins determiniert. Die Reliefentwicklung wurde demnach maßgeblich von der Tiefen-verwitterung gesteuert.

5.2.1 Tertiäre Reliefentwicklung

ach den in Kapitel 3.1.2 dargelegten geolo-gischen Befunden setzte die tektonische

Hebung des „Serra do Mar“-Horstes mit der Serra dos Órgãos entlang von Schwächezonen gegen Ende der Unteren Kreide ein und erreichte ihr Maximum im späten Eozän bis Oligozän. Gleichzeitig kam es zur Absenkung des Paraíba-Grabens. Mit der Hebung des Horstes setzte eine verstärkte Erosion ein. Zu dem Zeitpunkt, als die Abtragsrate die der tektonischen Hebung über-traf, begann die Einrumpfung des Gebirges.

Neben der maximalen Hebung im Eozän/Oli-gozän sind weitere Hebungsphasen im Pliozän und Quartär nachgewiesen, so dass die Einrump-fung nicht kontinuierlich verlief. Durch den Wechsel von Phasen verstärkter Hebung und lang andauernder Erosion entstanden Pedimente ent-lang von Höhengradienten, die in verschiedenen Gebieten nachgewiesen wurden (vgl. Kap. 4.1.2). Dieser tektonischen Deutung wurden im Rahmen klimagenetischer Flächenbildungstheorien globa-le Klimaschwankungen als maßgeblich für die Ausbildung der Pedimente und den stockwerkar-tigen Aufbau des Reliefs entgegengestellt. Bis heute wird die Frage einer tektonisch und/oder

klimatisch bedingten Reliefbildung kontrovers diskutiert.

Die weitaus überwiegende Zahl der Untersu-chungen zur Reliefentwicklung in Südostbrasi-lien fand in stark eingerumpften Gebirgs- und Hügellandschaften der Hochplateaus statt. Umso mehr stellt sich die Frage, inwieweit sich in dem jungen Hebungsgebiet der Serra dos Órgãos aus rezenten Formen und der aktuellen Morphody-namik Rückschlüsse auf die tertiäre Reliefent-wicklung ziehen lassen.

In der geologischen Karte des Bundesstaates Rio de Janeiro (Abb. 5.2.1) ist zu erkennen, dass die Gipfel des NO-SW-streichenden Gebirges zwischen dem Nationalpark „Serra dos Órgãos“ südwestlich von Teresópolis und dem Staatspark „Três Picos“ Höhen von über 2.000 m ü. M. er-reichen und es in Richtung NW, zum Rio Paraíba hin, zu einer Abflachung des Reliefs kommt. Ferner erkennt man, dass das Makrorelief den grundlegenden tektonischen Strukturen folgt und das Gebirgsmassiv aus verschiedenen granitoiden Gesteinen besteht, wobei die höchsten Gipfel im Untersuchungsraum aus zwei Granitoiden, dem „Granito Teresópolis“ (7) und dem „Granito

N

Kapitel 5: Ergebnisse 95 __________________________________________________________________________ Morros dos Frades“ (10) aufgebaut sind. Diese sind offensichtlich verwitterungsresistenter als die sie umgebenden Granitoide, so dass sie im Zuge der Abtragungsprozesse weniger stark an-gegriffen wurden. Gleiches gilt auch für andere Granit-Komplexe, u.a. im Bereich der Stadt Nova Friburgo. Hieraus ist zu folgern, dass die Anlage des Reliefs primär tektonisch-petrographisch be-stimmt ist.

Bei den Inselbergen, die aus den zum Atlantik hin abfallenden Flanken herauspräpariert wurden und zum Teil Höhen von mehreren 100 m errei-chen, handelt es sich teilweise ebenfalls um pe-trographisch angelegte Strukturen im Sinne von Härtlingen. Deutlich wird dies im „Granito An-dorinho“ (13) südlich und südöstlich von Petró-polis. Andererseits finden sich in Steillagen auch Inselberge unabhängig von der großräumigen Ge-steinsausprägung. Ihre Genese muss daher auf andere Faktoren zurückzuführen sein. Mögliche Erklärungen sind eine selektive Verwitterung durch kleinräumige Gesteinsunterschiede sowie

eine topographisch bedingte divergierende Ver-witterung.

Die Bornhardt-Form wurde in der Serra dos Órgãos nur im steilen Luv und gebunden an Gra-nitkomplexe (nach Abgleich mit der geologi-schen Karte des Bundesstaates Rio de Janeiro) beobachtet. Nach Auffassung des Autors spricht dies dafür, dass sich die Zuckerhüte ausschließ-lich als Härtlinge in steilen Hanglagen im nieder-schlagsreicheren Luv entwickelt haben, wo sie durch abfließendes Regenwasser verstärkte Ver-witterungs- und Abtragsimpulse erhielten.

Zum besseren Verständnis der Reliefentwick-lung wurden für das Munizip Teresópolis in die topographische Karte 1:50.000 alle Gipfel im Be-reich des Gebirgskammes und nördlich davon nach Höhenklassen verzeichnet (Abb. 5.2.2). In einem weiteren Schritt wurden verschiedene Hö-henklassen zusammengefasst und durch Interpo-lation Isolinien gleicher Höhenniveaus ausgewie-sen.

Abb. 5.2.1 Ausschnitt der geologischen Karte des Bundesstaates Rio de Janeiro 1:500.000 mit der Serra dos

Órgãos (MINISTÉRIO DE MINAS E ENERGIA 2000)

Gestrichelt hervorgehoben sind die im Text erwähnten geologischen Einheiten “Granito Teresópolis” (7) und “Granito Morros dos Frades” (10). Der “Granito Andorinho” (13) findet sich in mehreren kleineren Bereichen west-lich und südwestlich von Teresópolis. Bei den violetten Einheiten handelt es sich um verschiedene Granitoide; detaillierte Informationen sind der Originalkarte zu entnehmen.

10

7

7

Teresópolis

Petrópolis

Nova Friburgo

96 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ In der so erzeugten Gipfelflurkarte erkennt man deutlich, dass sich die höchsten Gipfel über 1.800 m ü. M. (orange) im Bereich des „Granito Mor-ros dos Frades“ befinden. Zwischen diesen und den südwestlich davon gelegenen Gipfeln des „Granito Teresópolis“ (Kartenausschnitt unten rechts) reichen die höchsten Gipfel nur bis knapp über 1.500 m ü. M. Für den Hauptkamm ist die Petrovarianz daher als reliefprägend zu betrach-ten. Weiterhin zeigt sich, dass sich die höchsten Gipfel teilweise südöstlich der heutigen Haupt-wasserscheide befinden, was ein eindeutiges In-diz für eine Rückverlegung des Gebirges durch Abtragungsprozesse ist.

Wurde das Klima bislang bewusst ausgeklam-mert, so stellt sich nunmehr die Frage, wie sich das Tertiärklima auf die Reliefbildung ausgewirkt hat.

Nach den in Kapitel 4.1.2 dargestellten pa-läoklimatischen Befunden herrschte seit dem frü-hen Paläozän bis zum mittleren Eozän im ost-brasilianischen Küstengebiet ein feucht-tropi-sches Klima, unter dem Regenwälder gediehen. Die humiden Verhältnisse begünstigten eine in-tensive Tiefenverwitterung und Bodenbildung, die zur Entstehung mächtiger Zersatz- und Rego-lithdecken geführt haben dürften. Unter Waldbe-deckung waren die Hänge relativ stabil, so dass sich die Bäche und Flüsse tief eingeschnitten und Kerbtäler geformt haben, so wie sie auch heute in den Höhenzügen der Serra dos Órgãos vorherr-schen.

Die Phase der stärksten tektonischen Hebung im späten Eozän bis Oligozän fällt mit einem Klimawechsel zur trockenen Seite zusammen. Im Bereich der Serra dos Órgãos könnte dieser zur Dominanz einer savannenartigen Vegetation in der trockeneren unteren Gebirgsstufe sowie im Lee des Gebirges geführt haben, während auf der feuchteren Atlantikseite durch den orographi-schen Luvseiten-Effekt in den mittleren und hö-heren Lagen Regenwälder überdauert haben könnten. Diese Hypothese deckt sich mit der in Kapitel 4.1.2 grob umrissenen Refugientheorie und stützt sich auf Pollenuntersuchungen von RIZZINI (1979) in der Serra do Mar.

Wie sich der Übergang von feuchten zu tro-ckenen Verhältnissen vollzog, ist durch Pollen-untersuchungen nicht belegt. Sicher scheint je-doch, dass die Reliefentwicklung über einen Zeit-raum von mindestens 30 Millionen Jahren im

mittleren Tertiär unter trockenen, wahrscheinlich semiariden Verhältnissen erfolgte (vgl. Kap. 4.1.2). In dieser Zeit dürften die Verwitterungs-intensitäten in den trockenen Tieflagen und im Lee des Gebirges unter einer offenen Grasvege-tation gering gewesen sein. Im Lee des Haupt-kammes kam es wahrscheinlich zu einer Umbil-dung der Kerbtäler in breite Muldentäler, bei gleichzeitig verstärkten Hangabträgen. Diese führten langfristig zu einer Verfüllung von Ta-lungen und intramontanen Becken, so dass sich das Relief einebnete.

In den höheren Luvlagen könnten unter feuch-teren Verhältnissen Wälder überdauert haben, so dass sich dort die intensiven chemischen Ver-witterungsprozesse fortsetzen konnten. Voraus-setzung hierfür sind Luftmassenbewegungen ver-gleichbar zu heute, die genügend Feuchtigkeit mit sich brachten, um ausgiebige Steigungsregen zu bewirken.

Im Pliozän, vor rund 5 Millionen Jahren wur-den die Klimaverhältnisse allmählich feuchter und kälter. Im Lee der Serra dos Órgãos ebenso wie im Flachland und der unteren Gebirgsstufe könnte sich zu dieser Zeit eine Entwicklung von Savannen zu (offenen) Wäldern vollzogen haben.

Die skizzierte tertiäre Klima- und Reliefent-wicklung basiert auf Pollenanalysen und geo-morphologischen Befunden aus den südostbrasi-lianischen Hochplateaus, die auf die Verhältnisse in der Serra dos Órgãos übertragen wurden. Die entsprechenden Untersuchungen wurden in Ka-pitel 4.1.2 detailliert dargestellt.

Mit Hilfe der ausgewerteten Karten und der Geländeuntersuchungen ließen sich keine eindeu-tigen Aussagen hinsichtlich der tertiären Klima-entwicklung in der Serra dos Órgãos ableiten. In Abb. 5.2.2. sind zwar Kuppen und Gipfel in be-stimmten Niveaus zu erkennen, die nach Ansicht des Autors jedoch nicht auf Pedimentations-phasen und damit einen Wechsel des Tertiär-klimas, sondern, nach Abgleich mit der geologi-schen Karte (Abb. 5.2.1), auf eine maßgeblich durch Petro- und Tektovarianz gesteuerte tertiäre Talbildung schließen lassen.

Der Autor geht davon aus, dass sich die Flüsse unter feuchteren Bedingungen in die ver-füllten Breit- und Muldentäler einschnitten und so durch Anzapfung im Pliozän und Quartär Runsen, Seitentäler und schließlich Pedimente und Kuppen in ähnlicher Höhenlage entstanden.

Kapitel 5: Ergebnisse 97 __________________________________________________________________________

Abb. 5.2.2 Gipfelflurkarte für das Munizip Teresópolis (eigener Entwurf auf Basis der topographischen Karte

Teresópolis 1:50.000, IBGE 1983); dargestellt sind nur Gipfel über 800 m ü. M.

98 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ 5.2.2 Spättertiäre und quartäre Reliefentwicklung

m Pliozän dürfte es unter kühleren und feuch-teren Verhältnissen wieder zu einer verstärkten

Talbildung gekommen sein, die in nachgewiese-nen Phasen stärkerer tektonischer Hebung beson-dere Impulse erhalten hat (vgl. Kap. 3.1.2). Die Fließgewässer tieften sich in die tertiären Füllun-gen ein und räumten diese teilweise aus. In der Serra dos Órgãos standen ihnen dabei zumindest im Bereich des Hauptkammes auch Schotter zur Verfügung, so dass nicht von einem reinen Aus-nagen, sondern von aktiver Flussarbeit gespro-chen werden muss. Hiervon zeugen Schotterab-lagerungen und Terrassenrelikte.

Die größeren Flüsse wechselten im Zuge der Eintiefung wahrscheinlich mehrfach ihren Lauf, behielten aber ihre Hauptfließrichtung bei, wie aus Abb. 5.2.2. (Haupttäler) ersichtlich ist. Der heutige Flussverlauf ist demnach maßgeblich durch das Paläorelief vorgeprägt, die größeren Flüsse sind nur mäßig eingetieft. Besonders deut-lich wird dies in Abb. 5.2.2 im Bereich des Rio Paquequer, Rio Preto und Rio das Bengalas, die gemeinsam in einer breit angelegten Senke ver-laufen.

In Bild 5.2.1 ist zu erkennen, wie sich der Rio das Bengalas durch eine breite Talung schlängelt und dabei einen Inselberg umfließt. Der Inselberg wird als Grundhöcker im Sinne von BÜDEL (1957) gedeutet. Nach Ausräumen der tertiären Füllungen orientierte sich der Flussverlauf also wieder an der Verwitterungsfront. Die im Ver-gleich zu den Bornhardts im Luv des Gebirges deutliche flachere Form lässt sich mit der ge-ringeren Reliefenergie und geringeren Nieder-schlägen erklären. Dabei waren die Abtragsim-pulse durch die mäßige Fließgeschwindigkeit des Flusses und im Jungquartär fehlende Schotter geringer als im Steilrelief mit deutlich höheren Niederschlägen und einem hohen Hangabfluss.

Bild 5.2.2 zeigt eine breite Talung mit einzel-nen Hügeln bei São Lorenço, südwestlich von Nova Friburgo, die von hohen Bergen, den Três Picos, eingerahmt wird. In dieser fließt heute ein kleiner Bach. Die Verebnung dürfte in diesem Falle auf die Rückverlegung der Berghänge durch Pediplanation zurückzuführen sein. Die Ausbildung von Rampa-Komplexen und Pedi-menten führte dabei zu einer Zergliederung in zahlreiche Hügel und schließlich zur Einebnung (Bild 5.2.3). Wie in der Küstenebene ragen ein-zelne Hügel (auch Meias Laranjas) aus dem Flachrelief.

Die weiteren Ausführungen fokussieren auf die Frage, wie sich die pleistozänen Klimazyklen auf die Landschaftsgenese ausgewirkt haben. Nach den paläoklimatischen und -ökologischen Befun-den in Südostbrasilien ist während der Kaltzeiten von einem Rückgang der Temperaturen (um ca. 5-7 °C) und der Niederschläge, aber keiner Ver-eisung auszugehen (vgl. Kap. 4.1.2). Im Bergland der Serra dos Órgãos spräche dies für kühl-tro-ckene Verhältnisse. Für die letzte Kaltzeit sind periglaziale Verhältnisse in den Hochlagen nach den paläoökologischen Befunden unwahrschein-lich; für ältere Kaltzeiten können sie nicht gänz-lich ausgeschlossen werden.

Der Rückgang der Temperaturen bewirkte ei-ne Herabsetzung der Waldgrenze, durch die zu-nehmende Trockenheit gerieten die Wälder im Lee des Gebirges und in den Tieflagen zuneh-mend unter Wasserstress und zogen sich zurück. Diese Annahme setzt voraus, dass auch während der Kaltzeiten feuchte Luftmassen vom Atlantik her in Richtung Festland strömten, diese jedoch deutlich geringere Niederschläge als heute mit sich brachten.

Die Wälder wurden mit zunehmender Tro-ckenheit durch eine savannenartige Vegetation ersetzt. Dabei sind entsprechend der Wasserver-hältnisse verschiedene Cerrado-Typen, von der Graslandformation des Campo limpio bis zum gehölzreichen Cerradão denkbar (vgl. Kap. 3.1.5, Abb. 3.1.7). Wälder hätten demnach – wie im mittleren Tertiär – nur in Form von Refugien im Luv des Gebirges überdauert. Durch die Her-absetzung der Waldgrenze einerseits und die Tro-ckenheit in der Küstenebene andererseits, boten nur die mittleren, regenreichsten Lagen für die Wälder adäquate Verhältnisse. Durch die Auf-lichtung der Vegetation kam es im Vorgebirge (Luv) und im Bergland im Lee der Serra zu ver-stärkten Bodenabträgen.

Indizien für einen Rückzug der Vegetation im Lee des Gebirges während der pleistozänen Kalt-zeiten sind zahlreiche Schuttkegel und -fächer sowie die verschiedenen, in Kapitel 5.1.2 be-schriebenen Hohlformen. Auch die Rampa-Kom-plexe und die Pedimente am Hangfuß dürften überwiegend in den pleistozänen Kaltzeiten an-gelegt bzw. weitergebildet worden sein.

Im nachfolgenden Kapitel werden mit Hilfe von Kausalprofilen detailliertere Aussagen zur (jung)quartären Landschaftsgenese abgeleitet.

I

Kapitel 5: Ergebnisse 99 __________________________________________________________________________

Bild 5.2.1 Inselberggenese als Umlaufberg am Rio das Bengalas (Bildquelle: Google Earth)

Bild 5.2.2 Breite Talaue mit einzelnen Hügeln bei São Lorenço, Três Picos

Bild 5.2.3 Rampa-Komplexe und Pedimente im Tal des Córrego Grande bei Santa Cruz / Três Picos

100 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ 5.3 Rekonstruktion der quartären Landschaftsgenese anhand von Kausalprofilen Zusammenfassung: Vor dem Eintreffen der Eu-ropäer waren in der Serra dos Órgãos von der Küstenebene über die zentralen Höhenzüge bis ins Lee braune Cambisole unter Wald flächenhaft ausgebildet. Ausnahmen bildeten lediglich junge Bodenbildungen in den Hoch- und Steillagen (Leptosole, Regosole) und entlang der Flüsse (Fluvisole) sowie bereits von indigenen Kulturen durch shifting cultivation degradierte Böden.

Die Bildung brauner (goethitischer) Böden wurde unter feuchten Klimaverhältnissen wahr-scheinlich seit dem Pliozän begünstigt. Ältere rote (hämatitische) Böden, die sich unter trocken-heißen Klimabedingungen im mittleren Tertiär gebildet hatten, wurden durch biochemische Um-wandlungsprozesse (Chelation / Xanthisierung) überprägt und braun gefärbt. Zudem entwickel-ten sich braune Böden unmittelbar aus Zersatz oder Festgestein. Die heute weit verbreiteten ro-ten Böden sind als Tertiärrelikte anzusprechen; unter den heutigen Klimaverhältnissen werden keine roten Böden gebildet.

Die im Rahmen dieser Arbeit durchgeführten Felduntersuchungen bestätigen die in der Lite-ratur häufiger geäußerte Vermutung, dass die Bodenfeuchte und die Aktivität der Bodenorga-nismen die entscheidenden Faktoren für die Lö-sung des Hamätits und die damit einhergehende Umfärbung sind, während Temperatur und Art der Vegetationsbedeckung wahrscheinlich keinen maßgeblichen Einfluss haben.

Steinlagen werden polygenetisch gedeutet, wobei solche zwischen (gelb)braunen Böden und roten Latosolen primär auf Bioturbation zurückgeführt werden. Durch Hangprozesse werden Steinlagen eher verlagert oder aufgelöst als neu gebildet. Lösungsprozesse im Bereich verwitterungsresis-tenterer Gesteinspartien und ausstreichender Quarzgänge sind die Ursache für Steinlagen an der Verwitterungsbasis. Die lineare Anordnung erfolgt durch den Interflow. Lokal könnte es sich bei Steinlagen auch um Terrassenschotter oder Talbodenrelikte handeln.

Die Bildung von Steinlagen durch Bioturba-tion ist an eine waldfreie Landschaft gebunden, was ohne anthropogenen Einfluss auf trockene Klimabedingungen schließen lässt. Die Schwie-rigkeit einer klimagenetischen Deutung besteht darin, dass nicht alle Steinlagen durch Bioturba-tion entstanden sind. Gleichwohl lassen Steinla-gen zusammen mit weiteren Geländebefunden Rückschlüsse auf Paläoklimate und paläoökolo-gische Verhältnisse zu.

Größere Umlagerungen von gelbraunem bis braunem Bodenmaterial fanden im Pleistozän und Holozän im Zuge von Klimafluktuation sowie unter anthropogenem Einfluss statt. Es wird ein landschaftsgenetisches Modell entworfen, wel-ches die Bodenabträge, die Braunfärbung der Böden und die Bildung von Steinlagen mit den jeweils herrschenden Klimabedingungen und der Vegetationsbedeckung in Verbindung bringt.

5.3.1 Untersuchungen im Nationalpark „Serra dos Órgãos“

ie Untersuchungen im Nationalpark wurden schwerpunktmäßig in den Höhenstufen zwi-

schen 1.000 und 2.100 m ü. M. und 150 und 800 m. ü. M. im Luv des Gebirges durchgeführt. In diesen von den Parkeingängen Teresópolis und Guapimirim zugänglichen Bereichen wurden un-ter Waldstandorten Bodenprofile und Zersatzho-rizonte entlang von Wegen beprobt. Nachfolgend werden die für die quartäre Landschaftsgenese relevanten Befunde dargestellt. Eine detaillierte Charakterisierung der Böden hinsichtlich ihrer

Genese und anthropogenen Überprägung erfolgt in Kapitel 5.5.1.

Neben den Profilen entlang von Wander-wegen wurden auch Straßenaufschlüsse, insbe-sondere entlang der BR-116 zwischen Teresó-polis und Guapimirim sowie in der Ortslage Garrafão ausgewertet. Im überwiegend entwalde-ten Lee des Gebirges zwischen Teresópolis und Itaipava erfolgte ausschließlich eine Profilan-sprache entlang von Straßen. Proben wurden hier nicht genommen.

D

Kapitel 5: Ergebnisse 101 __________________________________________________________________________ Luv, Höhenstufe zwischen 1.000 und 2.100 m ü. M. Entlang der Böschungen des Hauptwanderweges (Travessia) wird der Zersatz mehrfach ange-schnitten. Mittels Fingerprobe wurde festgestellt, dass die Korngrößenzusammensetzung kleinräu-mig deutlich variiert. So finden sich tonige Sedi-mente ebenso wie sandige. Die Farbe reicht von einem intensiven Rot (10R 4/8) über Olivbraun (2,5Y 5/3 bis 5/4) bis Gelbbraun (10YR 5/8). Dabei lassen sich keine Regelhaftigkeiten erken-nen. Vielmehr ergibt sich ein sehr heterogenes Bild der Zersatzzone in Bezug auf Mächtigkeit und Beschaffenheit, was auf kleinräumig wech-selnde Verwitterungsbedingungen und/oder Pe-trovarianz, möglicherwiese auch auf einen unter-schiedlichen Alterungsgrad des Zersatzes schlie-ßen lässt. Darüber hinaus wurden auch innerhalb grusiger Horizonte deutlich tonigere Abschnitte festgestellt. Auch Pseudosandlagen wurden des Öfteren beobachtet.

Die bodenchemischen Analysen von fünf Zer-satzhorizonten (Anhang 1.1, P_NR 12, 13, 15, 58 und 59) zeigen, dass die pH-Werte mit 4,7 bis 4,9 deutlich höher sind als die der Oberböden, die bei 10 untersuchten Böden ungestörter Waldstand-orte zwischen 3,75 und 4,17 liegen (vgl. Kap. 5.5.1). Die Kationenaustauschkapazität (KAKpot) ist ebenso wie die Basensättigung sehr gering. Ansonsten bestätigt sich das heterogene Erschei-nungsbild durch deutliche Unterschiede in der

Kornverteilung und große Spannen in den Ver-hältnissen von oxalatlöslichem zu dithionitlösli-chem Eisen (Feo/Fed). Letzteres bestätigt die Vermutung eines unterschiedlichen Alterungs-grades.

In Tab. 5.3.1 sind die Bodenfarben sowie die oxalat- und dithionitlöslichen Eisengehalte und deren Verhältnisse (Feo/Fed) für Bodenhorizonte im Nationalpark dargestellt. Bei vier der fünf C-Horizonte liegt das Feo/Fed-Verhältnis zwischen 0,16 und 0,45, was einen geringeren Kristallisa-tionsgrad der Eisenoxide und damit eine junge Entwicklung widerspiegelt (nach CORNELL & SCHWERTMANN [2003: 438] liegt das Verhältnis alter tropischer Böden unter 0,1). Ein C-Horizont hat demgegenüber ein Feo/Fed-Verhältnis von 0,02 und ist entsprechend älter einzustufen. Bei der Probe handelt es sich um einen intensiv rot gefärbten Zersatz (P_NR 58). Eine Beziehung zwischen der Bodenfarbe und dem Feo/Fed-Verhältnis lässt sich jedoch nicht herstellen, da ein brauner BwC-Horizont (P_NR 20) ein ebenso niedriges Verhältnis aufweist.

Die Feo/Fed-Verhältnisse von drei analysier-ten Bw- sowie einem Ah-Horizont liegen zwi-schen 0,21 und 0,74, wobei die der Bw-Horizonte im Profil stets höher als die der Zersatzhorizonte (BwC bzw. C) sind. Wahrscheinlich behindert die organische Substanz in den Oberböden die Kristallisation von Eisenoxiden (vgl. CORNELL & SCHWERTMANN 2003: 438).

Tab. 5.3.1 Bodenfarben und Gehalte an oxalat- und dithionitlöslichem Eisen verschiedener Bodenhorizonte im Nationalpark „Serra dos Órgãos“

P_NR Horizont Farbe Feo Fed Feo/Fed

10 Ah 10YR 2/1 0,08 0,11 0,72

12 C 10 YR 5/8 (10 YR (4/6) 0,66 1,46 0,45

13 C 2,5Y 5/3 (2,5Y 5/4) 0,06 0,17 0,33

14 BwC 7,5 YR 5/6 1,33 1,82 0,73

15 Bw 10YR 4/6 0,47 2,20 0,21

15 C 2,5Y 5/3 (2,5Y 5/4) 0,06 0,38 0,16

20 Bw 10YR 3/3 0,53 1,75 0,31

20 BwC 7,5 YR 5/8 0,07 2,70 0,02

58 C 10R 4/8 0,03 1,78 0,02

59 C 7,5YR 4/6 (7,5YR 4/4) 0,40 1,90 0,21

60 Bw 7,5YR 2,5/2 0,53 0,72 0,74

60 BwC 7,5YR 3/3 0,09 0,49 0,18

102 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Die Analyse von oxalat- und dithionitlöslichem Mangan liefert kaum aussagekräftige Ergebnisse. Bei 10 von 12 analysierten Proben liegen die Verhältnisse zwischen 0,10 und 0,28. Bei einem C-Horizont (P-Nr. 014), ist das Verhältnis mit 0,70 deutlich höher, bei einem BwC mit 0,02 (P_NR 20) deutlich niedriger (vgl. Anhang 1.1). Wenngleich beide Proben auch ein hohes bzw. niedriges Feo/Fed-Verhältnis aufweisen, zeigt sich über alle Proben keine Korrelation zwischen den Eisen- und Manganwerten. So hat beispiels-weise die Probe mit dem geringsten Feo/Fed-Verhältnis (P_NR 58) mit 0,28 das zweit höchste Mno/Mnd-Verhältnis.

In den höchsten Gebirgslagen (ab etwa 1.500 m ü. M.) scheinen gelbbraune bis braune Färbun-gen gegenüber roten zu dominieren, was mit ei-nem Vorherrschen von Goethit gegenüber Häma-tit unter kühl-feuchten Klimaverhältnissen zu er-klären wäre. Diese kleinräumigen Beobachtungen sind jedoch lediglich als Tendenz zu werten.

In der Höhenstufe über ca. 1.000 m ü. M. wurde die ansonsten häufig anzutreffende Ab-folge „braun über rot“ nicht beobachtet. Ebenso wenig wurden Steinlagen identifiziert. Hierfür gibt es mehrere Erklärungen. Zunächst finden sich in den höheren Gebirgslagen aufgrund der hohen Reliefenergie sehr junge, meist flach-gründige Cambisole und Leptosole aus Fest-gestein oder Zersatz. Rote Latosole haben sich hier wahrscheinlich gar nicht entwickelt. In fla-cheren Bereichen sind braune Böden aus Zersatz mit Mächtigkeit von einem Meter und mehr an-zutreffen. Es wurde jedoch nicht beobachtet, dass ein roter Latosol zwischengeschaltet ist. Über-haupt wurde nur ein rot gefärbter Zersatz, nicht aber ein roter Boden beobachtet. Dies lässt fol-gende Schlüsse zu:

(a) In den Höhenlagen entwickelten sich auf der

dem Atlantik zugewandten Seite unter Wald und gemäßigt-feuchten Klimaverhältnissen (gelb)braune Böden aus Festgestein oder Zer-satz. Der Zersatz kann verschiedene Farben annehmen, neben gelblichen, oliven und bräunlichen Färbungen auch rote. Ursache hierfür dürfte eine kleinräumig wechselnde Mineralzusammensetzung des Kristallinge-steins sein.

(b) Sollte es im Tertiär zu einer Bildung roter

Latosole und daran gekoppelten Abtragungs-prozessen gekommen sein, so sind diese Bö-den aufgrund der hohen Reliefenergie in den exponierten Hochlagen des Gebirges nicht

erhalten oder aber durch die Prozesse der Chelation und/oder Xanthisierung (vgl. Kap. 4.1.7) überprägt worden.

(c) Die hohen Feo/Fed-Verhältnisse in den be-

probten Böden bestätigen eine junge, d.h. ho-lozäne Bodenbildung; niedrige Werte wurden ausschließlich im Zersatz bzw. im Über-gangsbereich zum Zersatz festgestellt.

(d) Das Fehlen von Steinlagen erklärt sich einer-

seits mit der jungen Bodenentwicklung, an-dererseits mit biomechanischen Prozessen. So muss davon ausgegangen werden, dass sich Steinlagen unter Wald nicht bilden, da das Wurzelwerk eine lineare Anordnung be-hindert und zudem umstürzende Bäume zu einer stetigen Durchmischung des Bodens, und damit auch zu einer Auflösung von der-artigen Anordnungen schon während des Entstehungsprozesses führen würden. Aller-dings bedeutet dies nicht, dass es bei Wieder-bewaldung zu einer Auflösung einer Stein-lage kommen muss, die zuvor unter Gras- oder Strauchvegetation gebildet wurde. Hier-bei ist entscheidend, ob die Baumwurzeln bis zur Steinlage vordringen und diese zerstören, oder anders ausgedrückt, ob die Bodendecke (oder auch die Steinlage) mächtig genug ist, dies zu verhindern.

Darüber hinaus ist zu bemerken, dass die meist flachgründigen Böden steilerer Hangla-gen in der Regel keinen dispers verteilten Schuttanteil enthalten, aus dem sich Stein-lagen formen könnten.

Luv, Höhenstufe zwischen 150 und 800 m ü. M. In den tieferen und mittleren Lagen des Gebirges zwischen 150 und 800 m ü. M. finden sich Cam-bisole und Ferralsole als vorherrschende Boden-typen. Die Cambisole lassen meist deutliche kolluviale Merkmale erkennen und überdecken ältere rote Böden oder den roten Zersatz.

Zwischen Guapimirim und Teresópolis sind an der BR-116 in allen Höhenstufen zwischen 150 m ü. M. und 800 m ü. M. Aufschlüsse mit roten Latosolen über Festgestein oder einem Gesteinszersatz vorhanden. Auch im Bereich der Kommunen Garrafão und Barreira sind solche Profile aufgeschlossen. Steinlagen wurden nicht beobachtet. Folgende Aussagen werden hieraus abgeleitet:

Kapitel 5: Ergebnisse 103 __________________________________________________________________________ (e) Zwischen 150 und ca. 800 m ü. M. entwi-

ckelten sich im Luv des Gebirges rote Lato-sole, die im Pleistozän und/oder Holozän von braunen Kolluvien überdeckt oder durch Chelation / Xanthisierung überprägt wurden. Auch die heutigen feucht-warmen Klimaver-hältnisse begünstigen die Bildung brauner, goethitischer Böden.

(f) Rote Latosole haben sich unter trocken-war-

men Klimaverhältnissen im mittleren Tertiär unter einer offenen Gras- oder Savannenve-getation gebildet. Bis in welche Höhe heute noch rote Böden vorzufinden sind, kann auf Basis der punktuellen Untersuchungen nicht festgelegt werden. Es ist daher auch nicht auszuschließen, dass sich diese lokal noch in Höhen über 1000 m ü. M. finden.

(g) Als Folge des Vegetationsrückzuges in den

pleistozänen Kaltzeiten sowie später infolge der Entwaldung und Nutzung wurden die braunen Böden lokal abgetragen, so dass sich an diesen Stellen heute gekappte, rote Profile finden. Für einen anthropogenen Einfluss spricht, dass die gekappten Latosole häufig im Bereich von Straßen und Ortslagen anzu-treffen sind. Die Kolluvien lassen häufig mehrere Horizonte erkennen. Beinhalten die-se größere Mengen an Holzkohlestücken, so liegt eine frühere Brandrodung nahe (vgl. Kap. 5.5.1). Durch die Umlagerungen wurde braunes und rotes Bodenmaterial häufig ver-mischt, so dass verschiedene Abstufungen rötlicher bis bräunlicher Farbtöne vorkom-men.

Lee des Gebirges zwischen Petrópolis und Teresópolis Im Lee des Gebirges zwischen Petrópolis und Teresópolis hat eine großflächige Entwaldung stattgefunden. Hier herrschen heute Ferralsole neben flachgründigen Leptosolen und Cambiso-len vor. Braune Böden über roten Latosolen wur-den an mehreren Stellen zwischen Teresópolis und Itaipava angetroffen. Auch entlang der BR-40 zwischen Itaipava und der Landesgrenze Rio de Janeiro / Minas Gerais sind solche Profile unter deutlich trockeneren Verhältnissen im Übergangsbereich zum Cerrado aufgeschlossen. Dies spricht dafür, dass sich im trockeneren Lee der Serra dos Órgãos rote Latosole entwickelt

haben, die sich später in situ pedogen weiterent-wickelten und durch (bio)chemische Prozesse braun gefärbt wurden. Durch Umlagerungspro-zesse kam es lokal zu kolluvialen Überlagerung mit braunem Bodenmaterial (Solumsediment). Auch diese Konstellation führt zu einigen we-sentlichen Folgerungen: (h) Im Lee der Serra haben sich unter feucht-

heißen Klimaverhältnissen im mittleren Ter-tiär rote Latosole entwickelt. Unter feuch-teren Bedingungen seit dem Pliozän wurde die Bildung brauner Böden begünstigt. Da-für, dass sich unter wechselfeuchten bis se-miariden Klimaverhältnissen in den pleisto-zänen Kaltzeiten auch rote Böden entwickelt haben, gibt es keine Hinweise. Wegen der niedrigen Temperaturen ist dies aber eher un-wahrscheinlich.

(i) Braune Böden entwickelten sich in situ aus

roten Latosolen; der Farbwechsel ist durch (bio)chemische Umwandlungsprozesse (Che-lation und/oder Xanthisierung; vgl. Kap. 4.1.7) bedingt. Die Umwandlung von Eisen-oxiden wurde wahrscheinlich primär durch die Bodenfeuchte und Aktivität von Bo-denorganismen bestimmt sind. Zudem sind junge braune Böden direkt auf Festgestein und Zersatz entwickelt.

(j) Ab Mitte des 18. Jahrhunderts sind die

(gelb)braunen Böden rodungs- und nutzungs-bedingt großflächig erodiert (vgl. Kap. 5.4), so dass sie heute nur noch als Relikte erhal-ten sind. Für einen vor allem anthropogen bedingten Abtrag sprechen die räumliche Verbreitung von Latosolen und Cambisolen sowie Holzkohle in den braunen Kolluvien.

In der Bodenkarte des PROJETO RIO DE JANEIRO (2001; Kap. 3.2.3, Abb. 3.1.5) ist deutlich zu erkennen, dass die Latossolos im Lee des Gebirges vor allem in unmittelbarer Umgebung der größeren Städte Petrópolis, Teresópolis, Itaipava und Nova Friburgo sowie entlang der Entwicklungsachsen (Stra-ßen und Flüsse) anzutreffen sind. Dies stützt die Annahme, dass nach Entwaldung die braunen Bodenhorizonte abgetragen und da-durch die älteren, roten Verwitterungs- oder Bodenbildungen an die Oberfläche gelang-ten. Wo vor der anthropogenen Einflussnah-me (gelb)braune Cambisole verbreitet waren, sind nunmehr rote Latosole vorherrschend.

104 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ 5.3.2 Untersuchungen im Bergland nordöstlich von Teresópolis Die Berglandschaft im Lee der Serra, nordöstlich von Teresópolis, ist als Ergebnis der beschrie-benen tertiären und quartären Reliefentwicklung mäßig eingerumpft und stark zergliedert. Entlang von Straßen und Gerinnen finden sich zahlreiche Aufschlüsse, die einen Einblick in die Land-schaftsentwicklung ermöglichen. Nachfolgend werden anhand von Kausalprofilen Vorstellungen und Modelle zur quartären Landschaftsgenese entwickelt. Die wichtigsten Ergebnisse sind in Form von Tabellen und Abbildungen zusam-mengefasst; die kompletten Feldaufzeichnungen und Analyseergebnisse finden sich in den Anhän-gen 1.1 und 1.2. Profil 17 Wie in Kapitel 5.1.2 dargestellt, sind gelbbraune bis braune Böden mit einer Mächtigkeit von 0,5 bis 2 m im Lee der Serra weit verbreitet. Typi-scherweise überlagern sie rötlich oder gelblich rot gefärbte Böden. Darunter folgt meist der Zer-satz (Grus und Saprolith) über dem Kristallin. Ein solches Profil an einem Unterhang unter ei-nem jungen Baumbestand ist in Abb. 5.3.1 zu se-hen.

Die Mächtigkeit des braunen Bodens beträgt im Mittel 120 cm. Die obersten 10 cm (Ah-Horizont) sind durch Humus dunkel gefärbt 10YR 2/2, darunter folgt ein locker gelagerter, et-wa 30 cm mächtiger Bw(M)-Horizont (7,5YR 3/4) sowie ein brauner Boden ohne kolluviale Merkmale (Bw-Horizont; 7,5YR 5/6 bis 10YR 5/6) und 80 cm Mächtigkeit. Bis in etwa 2 m Tie-fe ist ein gelblich roter Latosol (Bws mit Über-gang zu BswCw, 5YR 5/8) entwickelt, darunter folgt der Saprolith (3,5 m+). Zwischen dem braunen Boden und dem roten Latosol ist keine Steinlage ausgebildet.

Die Horizontgrenze zwischen dem braunen Boden und dem gelbroten Latosol ist diffus und wellig, die Verwitterungsfront unregelmäßig und taschenförmig. Eine klare Grenze zwischen Lato-sol und Zersatz ist nicht auszumachen. Vielmehr finden sich Übergänge zwischen dem hellen Saprolith, bei dem noch deutlich die Kristall-struktur zu erkennen ist, dem bereits stärker ver-witterten roten Zersatz und dem roten Latosol, bei dem die Gesteinsstruktur bereits vollständig aufgelöst ist. Die unregelmäßige Verwitterungs-front ist auf eine lokal wechselnde Durchfeuch-

tungstiefe zurückzuführen, die wahrscheinlich von der Kristallstruktur und Klüftigkeit des Aus-gangsgesteins bestimmt wird.

Ähnliche Profile wurden im Lee der Serra häufig angetroffen, wobei der Zersatz bisweilen Mächtigkeiten von mehreren Metern erreicht. Die Übergänge zwischen dem hellen Saprolith, dem rot gefärbten Zersatz und dem roten Latosol sind auch bei diesen Profilen diffus bis wellig und ta-schenförmig, während die Horizontgrenze zwi-schen dem roten Latosol und dem braunen Boden teils diffus, teils deutlich ist.

Die chemischen Analysen (Abb. 5.3.1) zeigen eine Abnahme des pH-Wertes von der Verwit-terungsbasis zum Oberboden, was für eine Nach-lieferung basisch wirkender Kationen aus dem Zersatz bei gleichzeitiger Versauerung des Ober-bodens durch Wurzelausscheidungen und saure Niederschläge spricht.

Die Feo/Fed-Verhältnisse sind im braunen Boden (Bw) etwas höher als im roten Latosol (Bws), nehmen dann im braunen Kolluvium (Bw[M]) deutlich zu, und gehen im Ah-Horizont wieder leicht zurück. Bodengenetisch lassen sich diese Werte so deuten, dass sich der braune Bo-den (Bw) autochthon aus dem roten Latosol (Bws) und dieser wiederum aus dem Zersatz ge-bildet hat.

Für eine autochthone Entwicklung des brau-nen Bodens aus dem roten Latosol spricht auch der diffuse Übergang zwischen diesen Horizon-ten. So finden sich in dem als „roter Latosol“ ab-gegrenzten Horizont auch braune Bereiche und Saprolithreste. Diese Konstellation lässt darauf schließen, dass sich dort die Prozesse der Tie-fenverwitterung und Bodenbildung räumlich überschneiden. Dabei führt die Tiefenverwitte-rung zu einem voranschreitenden Zersatz des hel-len Saproliths, mit dem ein durch Eisenoxidation bedingter Farbwechsel ins Rote einhergeht. Das verwitterte Material unterliegt unmittelbar der Bodenbildung, wobei durch (bio)chemische Um-wandlungsprozesse (Chelation oder Xanthisie-rung) ein Farbwechsel ins Braune erfolgt. Wäh-rend der Bodenbildung kam es auch zu Ma-terialeinträgen aus höheren Hangpositionen. Die-se erklären das etwas höhere Feo/Fed-Verhältnis des braunen Bodens, da jüngeres Material einge-arbeitet wurde. Zudem könnten im braunen Bo-den auch äolische Komponenten enthalten sein.

Die höheren Tongehalte des braunen Bodens gegenüber dem roten Latosol sind wahrscheinlich

Kapitel 5: Ergebnisse 105 __________________________________________________________________________ darauf zurückzuführen, dass die Genese von „Pseudosand“ im roten Latosol noch nicht weit genug fortgeschritten ist.

Ein wichtiges Indiz für einen historischen anthropogenen Einfluss sind Brandhorizonte oder Holzkohlestücke in den jeweiligen Sedimenten bzw. Bodenhorizonten, da in der relativ kühlen und niederschlagsreichen Bergregion seit dem mittleren Holozän nicht von natürlichen Feuern auszugehen ist. Da die trockeneren Perioden während des Pleistozäns und frühen Holozäns gleichzeitig auch die kälteren waren, gilt dies ebenso für diese. Folglich lässt die Anwesenheit von Holzkohle mit recht großer Sicherheit un-mittelbar auf Brandrodung schließen.

In Profil 17 enthält das Kolluvium (Bw[M]) keine Holzkohlestücke, so dass eine natürliche (klima- und vegetationsbedingte) Umlagerung wahrscheinlich ist. Das vergleichsweise hohe Feo/Fed-Verhältnis spricht dafür, dass jüngeres Material aus höheren Reliefpositionen abgelagert wurde. Der Oberboden (Ah, bis 10 cm) enthält hingegen Holzkohle, was auf eine jüngere Brand-rodung schließen lässt. Das im Vergleich zum Bw(M) geringere Feo/Fed-Verhältnis im Ah-Ho-rizont könnte damit zusammenhängen, dass bei fortschreitender Erosion älteres Material aus vor-maligen Unterbodenhorizonten abgelagert wurde.

Der komplexe Profilaufbau ist in Abb. 5.3.2 dargestellt.

Abb. 5.3.1 Profil 17, brauner Boden über rotem Latosol, Saprolith und Kristallin (Straßenaufschluss am Unterlauf des Córrego Sujo, 800 m ü. M.)

- ca. 7

m -

Saprolith (Cw)

Kristallin

Brauner Boden mit Ah – Bw(M) - Bw

Roter Latosol (Bws)

Bodenbildung

Tiefenverwitterung

106 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Mittleres Holozän Feuchter und wärmer werdende Klimaverhältnisse führten im mittleren Holozän zur Ausbreitung von Wäldern und einer Überprägung tertiärer, durch Hämatit rot gefärbter Latosole im Bereich der Hän-ge, bzw. älterer Kolluvien am Hangfuß. Das feucht-warme Klima begünstigte die Bildung von Goethit, der die Böden braun färbte. Vormals rote Latosole wurden durch Chelation oder Xanthisierung „um-gefärbt“. Durch Humusanreicherung wurden die Böden zudem dunkler. Auf Festgestein und Sapro-lith entwickelten sich jüngere braune Böden in situ. Die Bodenabträge waren relativ gering.

Eintreffen der Europäer in der Bergregion (Beginn 19. Jh.) Als Folge von Rodungen und einer anschließenden landwirtschaftlichen Nutzung kam es zu verstärkten Bodenabträgen. Dabei wurde Humus zerstört, so dass die Böden aufhellten. Der nunmehr gelbbrau-ne bis braune Boden wurde wegen des geringeren Vegetationsschutzes durch Starkniederschläge im Kuppen- und Oberhangbereich erodiert (Profilkap-pung). In den unteren Hangbereichen und am Hangfuß wurde das Bodenmaterial abgelagert. Hiervon zeugen jüngere braune Kolluvien mit Holz-kohlestücken, die meist ältere, pleistozäne und/ oder holozäne Kolluvien überlagern.

Andauernde Erosion (jüngste Vergangenheit und Gegenwart) Im Kuppenbereich wurde die Bodendecke zuse-hends dünner und der braune Boden schließlich gänzlich abgetragen, so dass der rote Latosol oder sogar das „frische“ Zersatzmaterial an die Oberflä-che gelangten. Am Hangfuß kann so basenreiche-res Material aus dem Zersatz zuvor abgelagerte, „ausgelaugte“ Kolluvien überlagern. Abtragung und Bioturbation bedingten die Durchmischung des Ma-terials, so dass an den Unterhängen oft rotbraune Bodenfarben vorherrschen. Im gegenwärtigen,feucht-warmen Klima erfolgt eine allmähliche „Um-färbung“ der Böden durch Chelation oder Xanthisie-rung unabhängig von der Vegetationsbedeckung.

Abb. 5.3.2 Schematische Darstellung der Bodenentwicklung im Hangbereich unter wechselnden Klimaverhält nissen und durch anthropogene Eingriffe im Lee der Serra vom frühen Holozän bis heute

Kapitel 5: Ergebnisse 107 __________________________________________________________________________ Profil 01 In Profil 01, einem Aufschluss an einem Unter-hang, angrenzend an eine neu angelegte Gemüse-baufläche unterhalb eines Waldfragments, wur-den vier Bodenhorizonte ausgegliedert (Abb. 5.3.3). Eine Steinlage wurde nicht beobachtet. Unter einem 20 cm mächtigen Ah-Horizont ist ein kolluvial umgelagerter, gelbrot bis braun ge-färbter Bw(M)-Horizont bis in 80 cm Tiefe aus-gebildet. Darunter folgen ein locker gelagerter (gelb)brauner Bw-Horizont (bis 150 cm) über einem dicht gelagerten roten Latosol (500 cm+).

Im Ah-Horizont fällt der hohe Anteil an Holz-kohlestücken auf, der auf ein jüngeres Abbrennen der Vegetation schließen lässt. Weiterhin ist ein im Vergleich zum Bw(M)-Horizont deutlich hö-herer pH-Wert von 4,7 (im Vergleich zu 4,1)

festzustellen. Mögliche Erklärungen sind eine Kalkung oder andere anthropogene Nährstoff-einträge. Der Bw(M)- unterscheidet sich vom Bw-Horizont vor allem durch die Farbe, die Ver-festigung und Lagerungsdichte, die Kornvertei-lung, die Anwesenheit von Holzkohle sowie das Feo/Fed-Verhältnis. Darüber hinaus lässt auch der junge Baumbestand darauf schließen, dass es nach einem Abbrennen der Vegetation und wahr-scheinlich auch im Zuge der Feldanlage zu ver-stärkten Abträgen und Umlagerungsprozessen gekommen ist. Der braune Boden wurde so am Unterhang von Material aus höheren Reliefposi-tionen überlagert. Dabei kam es zu einer Durch-mischung von braunem und rotem Boden-material, was an der rotbraunen Farbe und an dem engeren Feo/Fed-Verhältnis des Bw(M)-Horizonts erkennbar ist.

Abb. 5.3.3 Profil 01, neu angelegte Gemüsebaufläche an einem Unterhang am Rio das Bengalas (816 m ü. M.)

108 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Die deutlich höheren Tongehalte im Kolluvium sprechen für eine selektive Anreicherung dieser Korngrößenfraktion. Zu erklären ist dies damit, dass die Tonfraktion durch tropische Starknieder-schläge verstärkt in der Suspension verlagert wird und an den Unterhängen akkumuliert; (in den gemäßigten Breiten sind von erosiven Abträ-gen hingegen besonders die Schluff- und Feinst-sandfraktionen betroffen).

Der nach unten hin vergruste Bws-Horizont zeigt keine Merkmale einer Verlagerung und wird daher als in-situ-Bodenbildung gedeutet.

Im Falle des Bw-Horizontes ist eine Einord-nung als autochthone oder allochthone Bildung nicht ganz einfach. Das Fehlen von Holzkohle lässt vermuten, dass eine mögliche Umlagerung nicht in Verbindung mit der Brandgeschichte steht. Folglich dürfte es sich um eine pleistozäne oder frühholozäne Bodenbildung bzw. ein Kollu-vium aus dieser Zeit handeln. Auffällig sind die gegenüber den Bw(M)- und Bws-Horizonten deutlich niedrigeren Tongehalte bei höheren Feinsand- und Schluffgehalten. Dies könnte auf

einen Eintrag von Flugsedimenten unter trocke-neren Klimaverhältnissen hindeuten.

Profil 11 Bei Profil 11 handelt es sich um ein Kolluvium über einem BwsCw-Horizont mit Übergang zum Saprolith unter einer jungen Waldfläche.

Die Ah- und Bw(M)-Horizonte lassen deutli-che Merkmale einer Umlagerung erkennen, die aufgrund des Vorkommens zahlreicher Holz-kohlestücke wahrscheinlich mit der jüngeren Brandgeschichte in Verbindung steht. Ein holz-kohlefreier Bw-Horizont fehlt in diesem Profil.

Der BwsCw-Horizont weist gegenüber dem Kolluvium einen deutlich geringeren Tongehalt auf, was auf eine schwache Tonmineralneubil-dung zurückzuführen ist (vgl. Tab. 5.3.2). Wie bei den zuvor beschriebenen Profilen nimmt auch hier der pH-Wert im Profil nach unten hin zu, was wiederum mit dem frischen Gesteinszersatz an der Basis sowie einer zunehmenden Versaue-rung des Oberbodens zusammenhängt.

Tab. 5.3.2 Profil 11, Wegprofil in einem Seitental des Rio das Bengalas (830 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/ Fed

Kornverteilung (%)

S U T

Ah (-15 cm)

Humoser Oberboden mit viel Holzkohle, 7,5YR 3/4

4,4 0,050 45 15 40

Bw(M) (-80 cm)

Braunes Kolluvium mit Holzkohle, 5YR 5/6 (5 YR 4/6)

4,5 0,020 34 23 43

BwsCw (350 cm+)

Roter Latosol mit Übergang zum Saprolith 2,5YR 4/6 (2,5YR 4/4)

5,3 0,010 48 36 16

Profil 16 In einigen Profilen ist zwischen dem (gleb)brau-nen Boden und dem roten Latosol eine Steinlage ausgebildet. Besonders deutlich ist diese in Profil 16, einem Aufschluss an der RJ-130 bei Vargem Grande am Rio das Bengalas zu erkennen (Bilder 5.3.1 und 5.3.7). Hier stellt sich einerseits die Frage, wie es zur Ausbildung der Steinlage kam, und andererseits, warum diese zwischen dem braunen und dem roten Boden verläuft.

Drei weitere Steinlagen sind innerhalb des mehrere Zehner Meter mächtigen Regolithman-

tels zu erkennen (Bilder 5.3.1 und 5.3.2). An der Basis ist ein heller Saprolith aufgeschlossen (Bild 5.3.3), in dem lokal größere Blöcke und Wollsä-cke erhalten sind. Auch Quarzgänge sind deutlich erkennbar (Bild 5.3.2). Rund 10 m oberhalb der Basis findet sich ein roter Zersatz, der noch deut-lich die Kristallstruktur und Bänderung des Aus-gangsgesteins (Gneiss) erkennen lässt (Bild 5.3.4). Die unterschiedliche Tiefenlage und Aus-prägung des Zersatzes spricht für eine sehr unre-gelmäßige Verwitterungsfront.

Leider war nur die oberste Steinlage 1 zu-gänglich und konnte einer näheren Begutachtung

Kapitel 5: Ergebnisse 109 __________________________________________________________________________ unterzogen werden. Diese hat eine Mächtigkeit von im Mittel 20 bis 30 cm und besteht aus mehr oder minder stark gerundeten Kiesen und Steinen verschiedener Größe, von <1cm bis über 20 cm, ohne eine erkennbare Einregelung. Sie markiert eine scharfe Grenze zwischen dem braunen und dem roten Boden (Bilder 5.3.5 und 5.3.6).

Die drei übrigen Steinlagen befinden sich in einer unzugänglichen Steilwand, so dass sie nur mittels Fotos und Beobachtungen mit dem Fern-glas beschrieben werden können. Klar zu erken-nen ist, dass sie im Gegensatz zu Steinlage 1 kei-ne Eisenüberzüge besitzen und sich so deutlich vom umgebenden roten Regolith abheben. Wei-terhin ist mit Sicherheit zu sagen, dass sie keine oder nur eine geringe Kantenrundung aufweisen.

In Bild 5.3.7 erkennt man, dass sich der mäch-tige Aufschluss am Unterhang eines Berges be-findet, dessen Gipfel rund 210 m über Flussni-veau liegt. Die Kuppe des Aufschlusses befindet sich 60 m über Flussniveau. Sie wurde durch Hangabfluss herausgebildet und stellt das frühe Stadium einer Pedimentierung dar. Aufgrund des deutlich erkennbaren Übergangs vom Festgestein über den Zersatz zum roten Latosol sowie im Profil weit nach oben reichender Quarzgänge handelt es sich zweifelsfrei um einen autochtho-nen Regolithmantel und nicht um eine tertiäre Füllung. Aus der großen Mächtigkeit des Mantels ist eine lange Entwicklungszeit abzuleiten.

Die unterste Steinlage 4 ist nicht durch Abla-gerung entstanden, da sich oberhalb dieser Stein-lage noch Saprolithreste mit einem verwitterten Quarzgang in situ befinden. Die einzig plausible Erklärung ist in diesen Fall eine Lösungsform aus Quarzgängen bzw. verwitterungsresistenteren Gesteinspartien und eine linienförmige Anord-nung durch laterale Wasserbewegungen, die von verschiedenen Autoren beschrieben wird (u.a. BIBUS 1983, EMMERICH 1988, BREMER 1995). Ein solcher Übergang von festen Gesteinspartien in gerundete Steine wurde im Untersuchungs-gebiet auch an anderer Stelle beobachtet (siehe nachfolgendes Profil 43). Für die Steinlagen 2 und 3 ist eine solche Deutung ebenfalls denkbar.

Genauere Aussagen lassen sich für Steinlage 1 treffen. Der braune Boden über und der rote Bo-den unter der Steinlage wurden unterhalb der Kuppe beprobt (Tab. 5.3.3). Die Analysen zeigen einen Unterschied im pH-Wert, der beim braunen Boden deutlich niedriger ist (4,5 gegenüber 5,6). Demgegenüber liegen das Feo/Fed- und das Mno/Mnd-Verhältnis bei beiden Horizonten in der gleichen Größenordnung.

Die Korngrößenanalysen zeigen deutlich höhere Sand- und Schluffgehalte im braunen Boden als im roten Latosol. Aus den Befunden ist zu schlie-ßen, dass es sich oberhalb wie unterhalb der Steinlage um altes Material handelt. Der geringe-re pH-Wert oberhalb der Steinlage ist auch hier auf eine stärkere Versauerung durch den Einfluss von Klima und Vegetation unter einer vormali-gen Waldbedeckung zurückzuführen.

Auf dem beweideten Nordwesthang fehlt der braune Boden. Es ist davon auszugehen, dass er auch dort vorhanden war, infolge der Nutzung je-doch bereits komplett abgetragen wurde. Im Be-reich des einer Quellmulde zugewandten Südost-hanges blieb er aufgrund der geschützten Relief-position unter Waldbedeckung hingegen erhalten.

Das häufige Vorkommen brauner Böden über roten Latosolen in verschiedenen Höhenlagen, Reliefpositionen, Expositionen sowie unter unter-schiedlichen hydrologischen Bedingungen be-weist zunächst lediglich, dass es sich um jüngere Bodenbildungen bzw. Weiterentwicklungen älte-rer Böden handelt, die ins Pleistozän oder Holo-zän zu datieren sind. In Profil 16 lassen die sehr geringen Feo/Fed- und Mno/Mnd-Verhältnisse des braunen Bodens auf einen alten Boden schlie-ßen.

Die heterogene Zusammensetzung der Stein-lage mit Komponenten unterschiedlicher Kanten-rundung und einem hohen Anteil ungerundeter Blöcke sowie eine fehlende Einregelung sprechen gegen eine fluviale Ablagerung als Terrassen-schotter oder einen alten Talboden. Allerdings ist es denkbar, dass in der Steinlage einzelne Fluss-schotter enthalten sind, die im Zuge der Tiefer-legung des Talbodens in höhere Reliefpositionen gelangten. Bei den anderen Steinen und Schottern dürfte es sich um Lösungsformen aus Quarz-gängen oder verwitterungsresistenteren Gesteins-partien sowie um kleine Wollsäcke handeln (Bil-der 5.3.8 und 5.3.9).

Eine naheliegende Erklärung für die Stein-lagenbildung wäre auch hier eine Lösungsform aus Quarzgängen, wobei sich allerdings die Frage stellt, warum die Steinlage trotz der großen Ent-fernung zur Verwitterungsbasis große, kantige Steine enthält und warum sie eine scharfe Grenze zwischen dem braunen und roten Boden markiert. Diese beiden Fakten sprechen gegen eine solche Genese und vielmehr für eine Entstehung durch Bioturbation oder Umlagerung. Im ersten Fall würde die Steinlage die Untergrenze der belebten Bodenzone markieren, im zweiten die Erosions-diskordanz oder ehemalige Oberfläche darstellen.

110 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Bild 5.3.1 Profil 16, Gesamtaufschluss mit vier erkennbaren Steinlagen (807 m ü. M.) (oben) Bild 5.3.2 Basis mit rotem Zersatz, Quarzgang und Steinlage (Mitte) Bild 5.3.3 Heller Saprolith an der Verwitterungsbasis (unten links) Bild 5.3.4 Roter Zersatz mit Bänderung, ca. 10 m oberhalb der Basis, oberhalb von Steinlage 4 (unten rechts)

Kapitel 5: Ergebnisse 111 __________________________________________________________________________

Bild 5.3.5 Kuppe mit rotbraunem Boden über Steinlage und rotem Latosol Tab. 5.3.3 Profil 16, Bodenchemische und -physikalische Kennwerte

Horizont / Farbe

pH (KCl)

Feo/ Fed

Mno/ Mnd

Kornverteilung (%)

S U T

Rotbrauner Boden 5YR 5/6 (5YR 5/4)

4,49 0,003 0,007 38,2 36,5 25,3

Steinlage

Roter Latosol 2,5 YR 4/6

5,57 0,006 0,011 28,5 13,5 58,1

Bild 5.3.6 Detail rotbrauner Boden über Steinlage und rotem Latosol (Mitte links)

Bild 5.3.7 Profil 16, Übersicht der Lokalität (Bildquelle: Google Earth)

Hangabfluss

112 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Geht man davon aus, dass das gesamte Bergland mit Ausnahme der Inselberge vor Eintreffen der ersten Siedler seit dem mittleren Holozän bewal-det war – was aus den paläoklimatischen und –ökologischen Befunden (Kap. 4.1.2) und aus his-torischen Befunden für die Region (Kap. 5.4) ge-schlossen werden kann – und sich die Steinlage nicht erst nach der Brandrodung gebildet hat – in diesem Fall müsste Holzkohle im braunen Boden zu finden sein (was aber nicht der Fall ist) – so muss diese in jedem Fall vor der Wiederbewal-dung im mittleren Holozän entstanden sein. Dies liegt darin begründet, dass unter Wald keine Steinlagenbildung in dieser Form möglich ist. Im Fall von Ablagerungen ist dies offensichtlich, in dem der Bioturbation liegt es, wie bereits in Kap. 5.3.1. erläutert, an biomechanischen Prozessen, die zumindest keine Bildung von Steinlagen in dieser durchgängigen und mächtigen Form zu-lassen (vgl. Abb. 5.3.4). Folglich kann die Stein-lagenbildung nur in einer waldfreien pleistozänen Kaltzeit oder im wahrscheinlich noch waldfreien frühen bis mittleren Holozän erfolgt sein.

Gegen Ende der letzten Kaltzeit und im frü-hen Holozän ist unter einer offenen Grasvegeta-tion bei zunehmenden Niederschlägen von ver-stärkten Bodenabträgen auszugehen, so dass das braune Bodenmaterial teilweise von den Ober-hängen abgetragen und am Hangfuß oder auch im Bereich von Verebnungen und Pedimenten akku-mulierte. Im Zuge der Verlagerungsprozesse könnten sich Steinlagen gebildet haben oder als Residualschutt kolluvial oder äolisch überdeckt worden sein.

In Profil 16 könnte es sich theoretisch um eine solche Decke handeln. Die Entstehung der Stein-lage könnte damit erklärt werden, dass das grö-bere Material während der Massenverlagerungen nach unten abgesunken ist und an der Basis akku-mulierte. Bei genauerer Betrachtung ist eine sol-che Genese jedoch kaum vorstellbar, da diese ei-ne Nachlieferung des Materials aus höheren Re-liefpositionen vor der Herausbildung der Kuppe erfordert. Eine solche Ablagerung mit einer meh-rere Dezimeter mächtigen Steinlage am steilen Mittelhang ist jedoch äußerst unwahrscheinlich, mehr noch eine spätere gleichmäßige Verteilung des Decklehms und der Steine gleichmäßig über die Kuppe.

Ebenso wenig denkbar ist eine kolluviale Überdeckung von Residualschutt eines ehemali-gen Bodens. Wegen der Kuppenlage müsste die

Ablagerung des Decklehms auch hier vor der Kuppenbildung erfolgt sein. Dies bedeutet, dass der Schutt zuvor am steilen Mittelhang hätte lie-gen bleiben müssen, was bei Hangneigungen von über 40% und einem hohen Anteil gerundeter Komponenten ebenso auszuschließen ist wie eine anschließende kolluviale Überdeckung und spä-tere Verteilung über die Kuppe.

Die äolische Überdeckung einer Residual-schuttdecke wäre auch nach der Kuppenbildung möglich. Tatsächlich beweist aber der hohe An-teil an Saprolithstücken, dass es sich zumindest nicht um eine rein äolische Ablagerung handelt, womit diese Genese mit Sicherheit auszuschlie-ßen ist.

Die einzig realistische Möglichkeit der Stein-lagenbildung ist folglich die durch Bioturbation, die an einen Rückzug der Waldvegetation gebun-den ist. Der braune Boden ist als ehemals belebte Bodenzone und die Steinlage als deren Unter-grenze zu deuten. Die unter Savannenvegetation gebildete Steinlage müsste sich bei Wiederbe-waldung unterhalb der von Baumwurzeln inten-siv durchwurzelten Zone befunden haben, so dass sie von Wurzeln oder umstürzenden Bäumen nicht zerstört wurde. Aufgrund der Kuppenlage mit flacheren Hängen und damit geringeren Bo-denabträgen ist eine mächtigere Bodenauflage naheliegend. Diese könnte ein Grund dafür sein, dass sich durchgängige und mehrere Dezimeter mächtige Steinlagen häufiger über ganze Kuppen (Pedimente, Meias Laranjas) ziehen, während sie an steileren Berghängen in dieser Form nur an Unterhängen beobachtet wurden.

Der braune Boden ist weder als eindeutig au-tochthon noch als allochthon zu bezeichnen, da sowohl Prozesse der Bodenbildung als auch Hangprozesse stattgefunden haben. Zudem spricht der hohe Schluffanteil von 36,5% für äoli-sche Materialeinträge. Aus diesem Grunde sollte besser von einer dynamischen Bodenbildung ge-sprochen werden, da sich über längere Zeiträume betrachtet in Hanglagen immer mehrere Prozesse überlagern.

Unter Berücksichtigung weiterer Profile und paläoklimatischer Befunde aus anderen Untersu-chungen (Kap. 4.1.2) wurde das Modell der kli-mazyklischen Steinlagenbildung durch Bioturba-tion entwickelt (Abb. 5.3.4). Nach dem Modell ist die Steinlage an der Basis des (gelb)braunen Bodens einer waldfreien Kaltzeit oder im frühen Holozän durch Bioturbation entstanden.

Kapitel 5: Ergebnisse 113 __________________________________________________________________________

Pliozän / Altpleistozän Unter feuchten Klimaverhältnissen kam es unter Wald zu einer intensiven Verwitterung bei relativer Hangsta-bilität. Die Bodenbildung erfolgte aus den roten Latosolen, die sich zuvor unter trocken-warmen Klimaverhält-nissen gebildet hatten. Bodenabträge fanden primär durch Kriechdenudation statt, betroffen waren vor allem kleinere Korngrößen. Resistentere Gesteinspartien blieben als Wollsäcke im Saprolith erhalten. Gerundete Blö-cke und Steine im Latosol und den oberen Bodenhorizonten können verschiedene Ursprünge haben: (a) durchVerwitterung verkleinerte und zugerundete Wollsäcke, (b) Lösungsformen aus Quarzgängen und verwitterungs-resistenteren Gesteinspartien und (c) Relikte älterer Talböden oder Terrassenschotter. An der Grenze vom Sa-prolith zum Latosol können Lösungsprodukte aus Quarzgängen durch den Interflow zu Steinlagen formiert werden.

Pleistozäne Kaltzeiten Unter kühl-trockenen Klimaverhältnissen zogen sich die Wälder zurück und eine offene Grasvegetation breitetesich aus, wodurch die Verwitterungsintensität nachließ. Die Vegetationsauflichtung führte zu höheren Abträgen.Selektive Bodenabträge bedingten eine relative Anreicherung von Steinen im oberen Regolithmantel, die durch Bioturbation an der Untergrenze des belebten Bodens linear angeordnet wurden. Vor allem gegen Ende der jeweiligen Kaltzeit kam es infolge zunehmender Klimainstabilität mit höheren Niederschlägen zu verstärkter Erosion und Rutschungen. Steinlagen wurden so am Hangfuß kolluvial überdeckt. An den Ober- und Mittel-hängen kam es durch Rutschungen auch zur Auflösung von Steinlagen. Mehrere übereinander angeordnete Steinlagen lassen sich daher durch Bioturbation und/oder Hangprozesse erklären.

Abb. 5.3.4 (1-4), Fortsetzung nächste Seite

114 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Pleistozäne Warmzeiten / Holozän Unter feucht-warmen Klimaverhältnissen kam es zur Wiederbewaldung, wodurch Steinlagen im Kuppen- und Hangbereich bei geringer Bodenauflage durch biomechanische Prozesse (v.a. Baumwurzeln und umstürzende Bäume [Detail, rechts] mit ihren mächtigen Wurzeltellern) aufgelöst wurden. Erhalten blieben sie nur dort, wo die Bodenauflage eine große Mächtigkeit erreichte, also am Hangfuß unter Kolluvien. Hohe Verwitterungsintensitä-ten durch jahreszeitlich wechselnde Wasserverhältnisse führten zu einem beschleunigten Zersatz und damit ei-nem Anwachsen der Regolithdecke. Während der pleistozänen Klimazyklen wurden mehrfach Steinlagen gebildet und wieder aufgelöst.

Legende

Anthropogene Nutzung (heute) Durch den fortgeschrittenen Einrumpfungsprozess, die dadurch bedingte Hangabflachung und eine mächtigere Bodendecke blieben Steinlagen auf Kuppen (Meias Laranjas, Pedimente) häufiger erhalten. Dies ist jedoch nur dort der Fall, wo in historischer Zeit keine hohen Abträge stattgefunden haben, also im Bereich wenig intensiv oder nur kurzzeitig genutzter Flächen, wie beispielsweise Quellmulden mit Sekundärwald oder Capoeiras (linke Bildseite). Unter intensiver landwirtschaftlicher Nutzung kam es infolge hoher erosiver Niederschläge zu ver-stärkten Bodenabträgen und Rutschungen, wodurch die Profile mit (gelb)braunen Böden häufig gekappt oder das (gelb)braune Bodenmaterial gänzlich abgetragen wurde. Dabei sind auch die Steinlagen im Bereich der Ober- und Mittelhänge zerstört worden. An den Unterhängen finden sich daher auch Steinlagen, die aus höheren Hangpositionen verlagert wurden (rechte Bildseite).

Abb. 5.3.4 Modell der klimazyklischen Steinlagenbildung durch Bioturbation

Kapitel 5: Ergebnisse 115 __________________________________________________________________________

Bild 5.3.8 Wollsäcke von ca. 2 m Durchmesser im

Zersatz Bild 5.3.9 Wollsack mit Abschalungen im roten

Zersatz Profil 43 Profil 43, ein Straßenaufschluss an der RJ-130 bei Bom Sucesso, lässt an einem Unterhang über einem leuchtend rot gefärbten Zersatzhorizont (10R 5/8 bis 10R 4/8) einen etwa 250 cm mäch-tigen Boden erkennen. Bei 70 cm u. GOF sowie bei 250 cm ist jeweils eine Steinlage ausgebildet (Bild 5.3.10 und Tab. 5.3.4).

Die untere Steinlage ist wahrscheinlich aus ei-ner Lösung verwitterungsresistenterer Gesteins-partien unmittelbar aus dem Anstehenden ent-

standen. Hierfür sprechen die Beobachtungen auf der linken Seite des Gesamtaufschlusses (siehe Bild 5.3.11 und Erläuterungen weiter unten). Der braune bis gelblich rote Boden oberhalb dieser Steinlage (7,5YR 5/8 bis 5YR 5/8) enthält keine Holzkohle und wird daher nicht mit der jüngeren Brandgeschichte in Verbindung gebracht. Da die-ser einen deutlich höheren pH-Wert als der Zer-satz aufweist (4,7 gegenüber 4,2), ist er als allochthon einzustufen. Die Umlagerung hat wahrscheinlich in einer waldfreien Zeit im Pleis-tozän oder frühen Holozän stattgefunden.

Bild 5.3.10 Profil 43, Unterhang am Rio Formiga bei Bom Sucesso

116 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Tab. 5.3.4 Profil 43, Aufschluss bei Bom Sucesso (877 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/ Fed

Kornverteilung (%)

S U T

Bw(M1) (-70 cm)

Braunes Kolluvium, umgelagert nach Brandrodung (Holzkohle) 7,5YR 5/8 (7,5YR 5/6)

4,9 0,007 29 11 60

Unterbrochene Steinlage aus kantigen bis kantengerundeten Steinen unterschiedlicher Größe Bw(M2) (-250cm)

Brauner Boden, umgelagert 7,5YR 5/8 (5YR 5/8)

4,7

0,010

33

19

48

Durchgängige Steinlage aus kantigem bis kantengerundeten Steinen unterschiedlicher Größe

Cw (400 cm+)

Roter Zersatzhorizont 10R 5/8 (10R 4/8)

4,2 0,009 28 36 36

Bei dem braunen Boden über der oberen Stein-lage (7,5YR 5/8 bis 7,5YR 5/6) handelt es sich um ein in jüngerer Zeit abgelagertes Kolluvium. Zahlreiche Holzkohlestücke in der Probe lassen auf eine Umlagerung nach Brandrodung schlie-ßen.

Die Feo/Fed-Verhältnisse liegen in den Bo-denhorizonten und im Zersatz auf einem nie-drigen Niveau in der gleichen Größenordnung (zwischen 0,007 und 0,010). Hieraus kann ge-schlossen werden, dass es sich bei den Kolluvien nicht um jüngere Bodenbildungen, sondern um

altes, aus höheren Reliefpositionen umgelagertes Material handelt.

Auf der linken Seite des durch eine Straße zerteilten Aufschlusses ist eine Steinlage aufge-schlossen, die unmittelbar einem intensiv rot und gelb gefärbten Zersatz aufliegt (Bild 5.3.11). Innerhalb des Zersatzes finden sich gangartige Festgesteinspartien, die sich nach oben hin auf-lösen und in gerundete Formen übergehen. Bei der Steinlage handelt es sich um eine Lösungs-form aus verwitterungsresistenterem Gestein. Die lineare Anordnung erfolgte wahrscheinlich durch subterrane Wasserbewegung (Interflow).

Bild 5.3.11 Profil 43, Steinlage als Lösungsform aus verwitterungsresistentem Gestein

Kapitel 5: Ergebnisse 117 __________________________________________________________________________ Profil 64 An einem Straßenaufschluss bei Santa Rosa, sind vier Steinlagen übereinander angeordnet (siehe Abb. 5.3.5; ohne Beprobung). Die unterste be-steht aus überwiegend gerundeten Kiesen und Steinen verschiedener Größe, ist nicht durchgän-gig erhalten, wellig und im Mittel einen Dezi-meter mächtig. Sie verläuft als Grenze zwischen dem Saprolith und dem aufliegenden rotbraunen Kolluvium.

Zwei weitere nicht durchgängige Steinlagen sind im dicht gelagerten rotbraunen Kolluvium ausgebildet. Die oberste durchgängige Steinlage bildet die Untergrenze eines locker gelagerten braunen Kolluviums, ca. 1,5 m unter der Gelän-deoberfläche.

Die unterste Steinlage zwischen Saprolith und rotbraunem Kolluvium wird als autochthon, durch Lösung des anstehenden Gesteins oder ver-witterungsresistenteren Quarzgängen gedeutet.

Die beiden Steinlagen im rotbraunen Kollu-vium lassen auf eine Entstehung durch Bioturba-tion und anschließender Um- und Überlagerung, das Fehlen von Holzkohle auf eine Umlagerung im Pleistozän oder frühen Holozän schließen. Die rotbraune Farbe ist durch eine Mischung von braunem und rotem Bodenmaterial bedingt.

Die obere, durchgängig erhaltene Steinlage ist aufgrund der Reliefposition mit Bioturbation zu erklären. Sie zieht sich über eine Kuppe, so dass eine Ablagerung ebenso wenig möglich erscheint wie eine residuale Anreicherung. Die Begrün-dung läuft konform mit der in Profil 16.

Abb. 5.3.5 Profil 64 mit vier Steinlagen (Rio Formiga, bei Mottas)

Profil 40 Am Mittellauf des Córrego Sujo wurde an einem Hangfuß unter einem Waldbestand Profil 40 be-probt (Bild 5.3.12 und Tab. 5.3.5). Unter einem versauerten Ah-Horizont (pH 4,2) findet sich ein rotbrauner Boden (pH 4,8) über einem gelbroten Latosol mit Übergang zum hellen Saprolith (pH 4,9). Eine Steinlage ist nicht vorhanden.

Während das Feo/Fed-Verhältnis bei den bei-den Unterbodenhorizonten in der gleichen Grö-ßenordung liegt, ist es im Ah-Horizont wesent-lich höher, was auf jüngeres Oberbodenmaterial schließen lässt. Hinsichtlich der Kornverteilung bestehen zwischen dem rotbraunen Boden und dem gelbroten Latosol nur geringe Unterschiede.

Die geringen Unterschiede im pH-Wert, im Feo/Fed-Verhältnis und in der Kornverteilung so-

wie der fließende Übergang zwischen Bw- und Bws-Horizont lassen auf eine autochthone Gene-se des braunen Bodens schließen.

Bild 5.3.12 Profil 40, Straßenaufschluss, Córrego Sujo

118 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Allerdings ist es am Unterhang zu einer kollu-vialen Überlagerung gekommen, wofür die nach unten hin zunehmende Mächtigkeit des Bw-Hori-

zontes spricht. Der braune Boden enthält keine Holzkohle, so dass eine Umlagerung nicht in Zu-sammenhang mit einer Brandrodung steht.

Tab. 5.3.5 Profil 40, Aufschluss am Mittellauf des Córrego Sujo (830 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/Fed Kornverteilung (%)

S U T

Ah (-10 cm)

Humoser Oberboden 7,5YR 4/4 (5YR 4/3)

4,2 0,097 k.A. k.A. k.A.

Bw (-150 cm)

Brauner Boden 5YR 4/6 (5YR 5/4)

4,8 0,009 43 10 46

Bws mit Übergang zu Bsw und Cw (300 cm+)

Gelbroter Latosol (Ferralsol) über Saprolith 5YR 5/6 (2,5YR 5/6)

4,9

0,015

47

13

40

Profil 42 Am Rio Formiga wurde unter einer verbuschten Fläche an einem schwach geneigten Unterhang ein braunes Kolluvium über einer Steinlage und einem roten Latosol mit Übergang zum roten Zersatz (BswCw) untersucht (Bild 5.3.13 und Tab. 5.3.6). Die Steinlage ist im Mittel 2 dm mächtig und besteht aus kantigen und gerundeten Komponenten.

Der pH-Wert des BswCw-Horizonts liegt mit 4,2 deutlich unter dem des Kolluviums mit 5,0. Auch das Feo/Fed-Verhältnis ist mit 0,025 ge-genüber 0,072 niedriger. Bei dem roten Substrat handelt es sich um einen mittel lehmigen Sand mit einem Tongehalt von lediglich 8%, während das Kolluvium ein schwach sandiger Ton mit einem Tongehalt von 51% ist. Aus den Werten ist zu schließen, dass nach Brandrodung jüngeres Material aus höheren Reliefpositionen umgela-gert worden ist.

Die höheren pH-Werte des Kolluviums sind nach Auskunft des Eigentümers auf eine Kalkung

unter einer vormaligen landwirtschaftlichen Nut-zung zurückzuführen.

Bild 5.3.13 Profil 42, Steinlage an einem Unterhang

bei Santa Rosa, Rio Formiga

Für die Entstehung der Steinlage wird Bioturba-tion als Ursache vermutet. Eine fluviale Ablage-rung ist aufgrund der heterogenen Zusammen-setzung der Steinlage und einer fehlenden Einre-gelung unwahrscheinlich; allerdings können Ter-rassenschotter in der Steinlage als Komponenten enthalten sein.

Tab. 5.3.6 Profil 42, Kolluvium über Steinlage und Zersatz am Rio Formiga (904 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/Fed Kornverteilung (%)

S U T

Bw(M) (-150 cm)

Braunes Kolluvium, Holzkohle; 7,5YR 4/4

5,0 0,072 35 14 51

Steinlage (20 cm) aus eckigen und schwach kantengerundeten Komponenten

BswCw (400 cm+)

Roter Latosol mit Übergang zum Saprolith 2,5YR 4/6 (2,5YR 3/6)

4,2

0,025

61

30

8

Kapitel 5: Ergebnisse 119 __________________________________________________________________________ Profil 41 Am Mittellauf des Córrego Sujo befindet sich an der Piste entlang des Baches ein Böschungsprofil mit einem gelbroten Boden (5 YR 5/8) über einer Steinlage und einem tiefroten Zersatz (10 R 4/8 [10 R 4/6]). Die Steinlage ist 3 bis 4 dm mächtig und über rund 50 m aufgeschlossen. Sie besteht aus gerundeten Kiesen und runden bis kantigen Steinen unterschiedlicher Größe (Bild 5.3.14) und lässt keine Sortierung oder Einregelung er-kennen.

Der Zersatz unterhalb der Steinlage ist weich und leicht abzukratzen; in das tiefrote Substrat sind gelbe Bänder eingeschaltet. Der mehr als 5 m mächtige gelbrote Boden über der Steinlage ist sehr hart und trocken.

Das geringe Feo/Fed-Verhältnis und der hohe Tongehalt sprechen für ein hohes Alter des Sub-strats. Auffällig ist der gegenüber dem Zersatz höhere pH-Wert (4,9 gegenüber 4,2), der, ebenso wie die Kornverteilung auf ein Unterhangkollu-vium schließen lässt. Da dieses keine Holzkohle enthält, ist von einer natürlichen Umlagerung auszugehen.

Ein intensiv gelb oder rot gefärbter Zersatz fand sich mehrfach im Untersuchungsraum, stets nahe der Verwitterungsbasis oder unmittelbar auf dem Kristallin (siehe Anhang 1.1, Profile 18, 19, 29, 43). Die unterschiedliche Farbe wird auf kleinräumig wechselnde petrographische Ver-hältnisse zurückgeführt (vgl. Kap. 5.3.1).

Bild 5.3.14 Profil 41 mit braunrotem Kolluvium über

Steinlage und Zersatz (Mittellauf Córrego Sujo)

Bei der Steinlage handelt es sich wahrschein-

lich um eine Lösungsform aus verwitterungsre-sistentem Gestein, wofür auch der alte, tiefrote Zersatz spricht. Denkbar wäre auch die kolluviale Überdeckung eines alten Talbodens oder einer Flussterrasse. Wegen der heterogenen Zusam-mensetzung der Steinlage und der fehlenden Ein-regelung erscheint letzteres aber eher unwahr-scheinlich.

Tab. 5.3.7: Profil 41, Kolluvium über Steinlage und Zersatz am Rio Formiga (840 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/ Fed Kornverteilung (%)

S U T

Bw(M) (- 500 cm)

Gelbroter Boden 5YR 5/8

4,9

0,001

30

11

59

Steinlage (30-40 cm) aus eckigen und kantengerundeten Komponenten

Cw (600 cm+)

Roter Zersatz 10R 4/8 (10R 4/6)

4,2

0,007

43

42

15

120 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Profil 5 Bei Profil 5 handelt es sich um ein humoses, rotbraunes Kolluvium (7,5YR 5/6 bis 5YR 4/6) mit einer Mächtigkeit von 50 cm über einer ca. 20 cm mächtigen Steinlage und einem gelbbrau-nen Boden (10YR 4/6). Der Aufschluss befindet sich am Unterhang unter einer Weide. Die Stein-lage besteht aus überwiegend kantigen Kompo-nenten unterschiedlicher Größe, wobei die größ-ten kantigen Blöcke einen Durchmesser von über 30 cm haben (Bild 5.3.15). Bodenmaterial wurde unmittelbar aus der Steinlage und rund 50 cm da-runter entnommen und analysiert (Tab. 5.3.8).

Die pH-Werte betragen 5,0 in der Steinlage und 5,1 darunter. Das Feo/Fed-Verhältnis ist un-terhalb der Steinlage etwas geringer, die Korn-größenzusammensetzung relativ ähnlich.

Das Kolluvium enthält Holzkohlestücke und ist somit mit der jüngeren Brandgeschichte in Verbindung zu bringen. Hier ist offensichtlich Bodenmaterial aus höheren Reliefpositionen ab-getragen, durchmischt und am Hangfuß abgela-

gert worden, wodurch älteres, rotbraunes Materi-al jüngeres, braunes Material überlagert.

Bild 5.3.15 Kolluvium mit Steinlage aus kantigen

Komponenten (Unterlauf Córrego Sujo) Die unterschiedlich großen, ungerundeten

Komponenten der Steinlage deuten auf eine Ent-stehung durch Hangprozesse, möglicherweise in Verbindung mit bioturbaten Tätigkeiten der Bo-denfauna hin.

Tab. 5.3.8 Profil 5, Kolluvium am Unterlauf des Córrego Sujo (795 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/Fed Kornverteilung (%)

S U T

AhBw(M) (- 50 cm)

Braunes Kolluvium, umgelagert nach Brandrodung (Holzkohle) 7,5YR 5/6 (5YR 4/6)

k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

Steinlage aus eckigen und schwach kantengerundeten Komponenten 5,0 0,009 35 19 46

Bw (150 cm+)

Brauner Boden 10YR 4/6

5,1

0,016

36

17

47

5.3.3 Genetische Deutung von Steinlagen in der Berglandschaft

n Kapitel 5.3.2 wurden verschiedene Stein-lagen als Teile von Profilen angesprochen und

gedeutet. In diesem Kapitel werden nunmehr die im Untersuchungsraum beobachteten Steinlagen systematisch nach ihrer Beschaffenheit und Lage im Profil sowie den damit in Verbindung stehen-den möglichen Entstehungsmechanismen geord-net, um auf diese Weise weitere Aufschlüsse über die Landschaftsgenese zu erhalten.

(1) Entstehung von Steinlagen durch Bioturbation und/oder Hangprozesse Steinlagen zwischen einem braunen Boden und einem roten Latosol wurden im Untersuchungs-raum an insgesamt neun Aufschlüssen beobach-tet. In Kapitel 5.3.2 wurde anhand von Profil 17 bereits eine solche Steinlage beschrieben. Aller-dings ist die Grenze zwischen dem (gelb)braunen

I

Kapitel 5: Ergebnisse 121 __________________________________________________________________________ und dem roten Boden nicht immer so scharf aus-gebildet wie dort, und häufig ist die Steinlage we-niger mächtig, wellig und nicht durchgängig.

In Bild 5.3.16 ist eine Steinlage zwischen ei-nem braunen Boden und einem roten Latosol zu erkennen. Sie befindet sich an einem Unterhang und besteht aus einzelnen Steinen unterschied-licher Größe und Rundung. Ihre Entstehung lässt sich durch Hangprozesse erklären, wobei das die Steinlage überlagernde braune Kolluvium durch Sedimentation am Unterhang eine Mächtigkeit von über 3 m erreicht. Möglicherweise wurde die Steinlage zuvor durch Bioturbation am Oberhang gebildet und dann durch Hangprozesse verlagert.

Bild 5.3.16 Steinlage, RJ-130 nordöstlich von Campo

do Coelho In weiteren acht Profilen wurden durchgän-

gige, ein bis drei Dezimeter mächtige Steinlagen aus Kiesen und Steinen innerhalb von Kolluvien identifiziert, die keine Holzkohle enthalten (u.a. Bilder 5.3.17 und 5.3.18). Sechs der Aufschlüsse befinden sich am Rio Formiga und zwei weitere am Córrego Vista bei São Lorenço. Bei allen Pro-filen fällt auf, dass gerundete und kantige Kom-ponenten in den jeweiligen Steinlagen enthalten sind. Der Anteil von Kiesen und gerundeten Stei-nen im Verhältnis zu kantigen Steinen ist bei den verschiedenen Profilen allerdings recht unter-

schiedlich. Eine Einregelung oder Sortierung war bei keiner dieser Steinlagen zu erkennen.

Wie zuvor bei verschieden Profilen erläutert, wird davon ausgegangen, dass es sich bei den Kiesen und Steinen um Terrassenschotter, Lö-sungsformen aus verwitterungsresistentem Ge-stein und Quarzgängen sowie Reste von Wollsä-cken handelt. Die heterogene Zusammensetzung der Steinlagen sowie eine nur bedinge Rundung und fehlende Einregelung der Komponenten sprechen gegen fluviale Ablagerungen und viel-mehr für eine Entstehung durch Bioturbation und/oder Hangprozesse. Da sich die Steinlagen häufig über mehrere Zehner bis über einhundert Meter linienförmig am Unterhang erstrecken, wä-ren im Fall gravitativer Prozesse Rutschungen und linienhafte Erosion eher auszuschließen; denkbar sind aber denudative Verlagerungen. Letztere könnten unter trocken-kühlen Klimaver-hältnissen und einer offenen Vegetation im Pleis-tozän oder frühen Holozän stattgefunden haben.

Bei einer Entstehung von Steinlagen durch Bioturbation sind prinzipiell zwei Möglichkeiten zu unterscheiden: (a) eine autochthone Entste-hung am Unterhang und spätere kolluviale Über-deckung oder (b) eine Entstehung in einer höhe-ren Reliefposition und Umlagerung bzw. ein all-mähliches Nachrutschen. In beiden Fällen ist wiederum Waldfreiheit vorauszusetzen. Ob letzt-endlich Bioturbation oder gravitative Prozesse für die Ausbildung der jeweiligen Steinlage ver-antwortlich sind, kann im Gelände nicht immer mit letzter Sicherheit festgestellt werden.

Erosion und Rutschungen haben häufig zu Verbiegungen, Unterbrechungen und Deformati-onen von Steinlagen geführt (Bilder 5.3.19 und 5.3.20). Nach den Beobachtungen im Untersu-chungsraum ist davon auszugehen, dass diese gravitativen Prozesse meist mit Rodungen, land-wirtschaftlichen Nutzungen oder Straßen- und Siedlungsbaumaßnahmen in Verbindung stehen.

Bild 5.3.17 Kolluvium (locker) über Steinlage, Rio

Formiga bei Santa Rosa Bild 5.3.18 Kolluvium (fest) über Steinlage, Rio

Formiga bei Bom Sucesso

122 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Bild 5.3.19 Unterbrochene Steinlage, Rio Formiga bei

Santa Rosa Bild 5.3.20 Deformierte Steinlage, Rio Formiga bei

Santa Rosa (2) Steinlagen aus Quarzgängen oder verwitterungsresistentem Gestein In Kapitel 5.3.2. wurden verschiedene Profile be-schrieben, bei denen es wahrscheinlich zu einer Bildung von Steinlagen aus Quarzgängen und/ oder verwitterungsresistenten Gesteinspartien durch Lösungsprozesse gekommen ist. Für die li-neare Anordnung der Steinlagen dürften laterale Wasserbewegungen verantwortlich sein.

Auf eine Entstehung von Steinlagen aus Quarzgängen kann im Untersuchungsraum nur indirekt geschlossen werden. Im Zersatz wurden häufig Quarzgänge aus eckigen, scharfkantigen, mehr oder minder brüchigen Quarzstücken beo-bachtet. In Aufschlüssen sind sie schon von wei-tem zu erkennen, da sie sich deutlich vom roten Latosol oder Zersatz abheben. Aus ihnen sind durch Lösung und laterale Wasserbewegung wahrscheinlich Steinlagen hervorgegangen (siehe Kap. 4.1.7, Abb. 4.1.6). Vor allem die häufiger vorgefundenen Steinlagen aus eckigen Quarzstü-cken könnten so entstanden sein.

Auch aus verwitterungsresistenterem Gestein haben sich durch Lösungsprozesse Steinlagen formiert (siehe Kap. 5.3.2, Bild 5.3.11). Die line-are Anordnung dürfte gleichermaßen auf subter-rane Wasserbewegungen (Interflow) zurückzu-führen sein. Derartige Steinlagen finden sich häu-fig an der Grenze vom Festgestein zum Zersatz sowie von diesem zum roten Latosol. Durch fort-schreitende Abtragungsprozesse konnten Stein-lagen in höhere Reliefpositionen gelangen.

(3) Steinlagen als Terrassenschotter oder Talbodenrelikte Voraussetzung für eine Terrassenbildung ist ein Wechsel von Phasen verringerter und verstärkter

Einschneidung der Flüsse, wie er während der quartären Klimazyklen gegeben war. Für eine Deutung von Steinlagen als Terrassenschotter oder Talbodenrelikte gibt es im Untersuchungs-raum jedoch nur schwache Anhaltspunkte. So sind entlang des Rio Formiga an mehreren Stel-len Steinlagen rund 15 m oberhalb des heutigen Flusslaufes aufgeschlossen, die im Mittel zwi-schen 3 und 4 dm mächtig sind und überwiegend aus gerundeten Kiesen und Steinen verschiedener Größe bestehen (Bild 5.3.21). Unterhalb dieser Steinlagen findet sich ein roter Zersatz, darüber ein roter Latosol. Aufgrund dieser Konstellation könnte es sich um Relikte eines älteren Talbo-dens handeln. Auch im Verlauf anderer Flüsse und Bäche finden sich Steinlagen häufig entlang der Flussläufe in ähnlicher Höhenlage, die einen fluvialen Ursprung möglich erscheinen lassen.

Dass die Steinlagen neben gerundeten auch größere, nur schwach kantengerundete Steine enthalten und sie keine Einregelung erkennen lassen, könnte daran liegen, dass es durch Rut-schungen am Hangfuß zu einer Mischung flu-vialer Schotter mit kantigen Steinen und Blöcken aus dem Hangbereich gekommen ist.

Bild 5.3.21 Mögliches Terrassenschotter-Relikt am

Rio Formiga

Kapitel 5: Ergebnisse 123 __________________________________________________________________________ Eine Deutung von Steinlagen als Terrassenschot-ter muss als Möglichkeit in Betracht gezogen werden, eindeutig nachweisen lässt sie sich je-doch nicht. So könnten die Steinlagen auch durch subterrane Wasserbewegungen oder Lösungs-prozesse aus dem anstehenden Gestein entstan-den sein. Diese Prozesse würden gleichermaßen die Zurundung der Steine erklären. Die ähnliche

Höhenlage über dem heutigen Gewässerbett könnte auch durch Ablagerung an den Unterhän-gen bedingt sein. Ungeachtet dieser Interpretati-onsschwierigkeiten wird davon ausgegangen, dass einzelne Flussschotter am Aufbau von Stein-lagen beteiligt sind. Besonders ist darauf hinzu-weisen, dass es sich ausschließlich um Quarz-kiese handelt.

5.3.4 Untersuchungen im Bereich des Gebirgsfußes und in der Küstenebene

ie im Bergland sind auch im Bereich des Gebirgsfußes und in der Küstenebene häu-

fig (gelb)braune Böden über roten Latosolen oder einem roten Zersatz anzutreffen. Zahlreiche Pro-file sind im Vorgebirge sowie den halben Oran-gen (Meias Laranjas) aufgeschlossen. Allerdings finden sich auch Profile in Straßeneinschnitten, so dass davon ausgegangen werden kann, dass braune über roten Böden auch im Flachland ver-breitet sind. Aufgrund dessen wird auch für die Küstenebene und das Vorgebirge von einer flä-chenhaften Verbreitung der (gelb)braunen Böden vor der anthropogenen Einflussnahme ausgegan-gen. Steinlagen zwischen den (gelb)braunen und roten Böden wurden nur gelegentlich beobachtet.

In Bild 5.3.22 ist im Bereich eines Hügels zu er-kennen, dass der braune Boden rund 2 m mächtig ist und einem roten Zersatz aufliegt. Verspülun-gen erwecken den Eindruck von Auskofferungen (linker und rechter Bildrand); tatsächlich ist die Grenze zwischen dem braunen und dem roten Boden aber nur schwach wellig und die Mäch-tigkeit des braunen Bodens relativ konstant.

Im Vorgebirge und in der Küstenebene wur-den sechs Profile entlang einer Catena von der unteren, bewaldeten Gebirgsstufe bis in die Küs-tenebene beprobt (vgl. Kap. 2.2.2, Abb. 2.2.2). Diese werden nachfolgend vorgestellt und inter-pretiert. Der entsprechende Aufnahmebogen fin-det sich in Anhang 1.2.

Bild 5.3.22 Brauner Boden über rotem Zersatz bei Santo Aleixo

W

124 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Profil 34 Unter einem jungen Waldstandort zwischen Gua-pimirim und Cachoeiras de Macacu (45 m ü. M.) ist ein Kolluvium aus braunem Solumsediment ausgebildet. Auffällig sind Blöcke und größere Steine im gesamten Profil, die auf eine Umlage-rung schließen lassen. Zahlreiche Holzkohle-stücke, die bis in eine Tiefe von 150 cm nachge-wiesen wurden, sprechen dafür, dass diese nach Brandrodung erfolgt ist. Die Umlagerung steht wahrscheinlich in Verbindung mit einer Brand-rodung und anschließenden Nutzung als Kaffee-plantage, wovon zahlreiche Kaffeepflanzen in den Sekundärwaldbeständen zeugen.

Der pH-Wert liegt im Ah-Horizont bei 3,9 und nimmt im Bw(M1)-Horizont mit 4,2 leicht

zu (Tab. 5.3.9). Demnach hat bereits eine Versau-erung des Oberbodens nach der Wiederbewal-dung eingesetzt. Eine nennenswerte Anreichung von Nährstoffen im Oberboden hat aber noch nicht stattgefunden. Die Phosphat- und Kalium-gehalte von 0,8 bzw. 3,0 mg/100 g im Ah-Horizont sind sehr niedrig, ebenso die KAKpot von 15,6% und die Basensättigung von 1%.

Weiterhin fällt auf, dass das Feo/Fed-Ver-hältnis im Bw(M1)-Horizont mit 0,056 deutlich höher ist als bei den alten Latosolen, die Werte um 0,01 und darunter aufweisen. Dies ist ein In-diz für eine kolluviale Einmischung von frischem Verwitterungsmaterial bzw. von Material jünge-rer Bodenbildungen aus höheren Reliefpositio-nen.

Tab. 5.3.9 Profil 34, Solumsediment aus Cambisolmaterial unter Sekundärwald (45 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/Fed Kornverteilung (%)

S U T

Ah (-15 cm)

Schwach humoser Oberboden 7,5YR 4/4

3,9

k.A.

k.A.

k.A.

k.A.

Bw(M1) (-60 cm)

Braunes Kolluvium mit Holzkohle 7,5YR 5/8 4,2 0,056 58 11 30

Bw(M2) (+150 cm)

Braunes Kolluvium mit Holzkohle 7,5YR 5/8 (5YR 4/6)

k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

Profil 35 Das Bodenprofil eines Umbric Fluvisols an ei-nem Bach am Gebirgsfuß bei Guapiaçu zeigt die für grundwasserbeeinflusste Böden typischer-

weise erhöhten Feo/Fed-Verhältnisse, redoxi-morphe Merkmale sowie einen sehr hohen Sand-gehalt von 94%. Bis in 60 cm Tiefe findet sich Holzkohle, was auf jüngere Sedimentablagerun-gen nach Brandrodung schließen lässt.

Tab. 5.3.10 Profil 35, Umbric Fluvisol (22 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/Fed Kornverteilung (%)

S U T Ah (-15 cm)

Humoser Oberboden 2,5YR 3/2 (5YR 3/2) 4,3 k.A. k.A. k.A. k.A.

Cg (-60 cm)

Sandige Ablagerung mit Holzkohle 2,5YR 5/3 (2,5YR 5/4)

4,7

0,28

94

4

3

2Cg (+110 cm)

Sandige Ablagerung 2,5YR 4/2 (2,5YR 4/3)

k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

Kapitel 5: Ergebnisse 125 __________________________________________________________________________ Profil 8 Unter einer Weide wurde an einem Unterhang eines isolierten Hügels ein mehrschichtiges brau-nes Kolluvium beprobt. Unterhalb des Ah-Hori-zontes ließen sich aufgrund geringfügiger Farb-unterschiede drei kolluviale Horizonte ausglie-dern. Die Analysen zeigen für den Ah-Horizont im Vergleich zu den Unterbodenhorizonten etwas höhere pH-Werte, die durch einen Eintrag ba-sisch wirkender Kationen infolge der Beweidung zurückzuführen sind.

Die drei kolluvialen Horizonte weisen nur ge-ringfügige Unterschiede im Hinblick auf den pH-Wert und die Kornverteilung auf; eine Tonverla-gerung hat noch nicht stattgefunden. Dies, sowie

die im Vergleich zu den roten Latosolen höheren Feo/Fed-Verhältnisse belegen, dass es sich um jüngere Ablagerungen handelt. Holzkohle, als Zeugnis einer Brandrodung fand sich allerdings nur bis in 20 cm Tiefe.

Da es sich nicht um eine jüngere fluviale Ab-lagerung handelt und sich die Kuppe auch nicht nahe der Erosionsbasis (und damit nahe des fri-schen Zersatzes) befindet, lässt sich der geringere Kristallisationsgrad des Eisens nur damit erklä-ren, dass jüngeres Material aus höheren Hangpo-sitionen kolluvial abgelagert wurde. Dies muss vor Herausbildung der Kuppe geschehen sein. Dieser Befund belegt unzweifelhaft das Rück-weichen des Gebirges mit einer Pedimentation an dessen Fußfläche.

Tab. 5.3.11 Profil 8, Dystric Cambisol (Kolluvium), Hügel bei Guapiaçu (34 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/Fed Kornverteilung (%)

S U T

Ah (- 5 cm)

Humoser Oberboden 10YR 4/3

4,4 k.A. k.A. k.A. k.A.

Bw(M1) (-20 cm)

Braunes Kolluvium, Holzkohle 10YR 5/6 (10YR 6/6)

4,0

0,049

60

12

28

Bw(M2) (-50 cm)

Braunes Kolluvium 10YR 5/8 (10YR 6/8) 4,1 0,048 61 14 27

Bw(M3) (+100 cm)

Braunes Kolluvium 10YR 5/8 4,1 0,034 60 17. 28

Profil 9 Ein Aufschluss an einem beweideten Hügel rund zwei Kilometer weiter südlich von Profil 8 ergab hinsichtlich der Bodeneigenschaften ein völlig anderes Bild. Der Bw-Horizont des beprobten Cambisols besitzt ein niedriges Feo/Fed-Verhält-nis von 0,007, das einen fortgeschrittenen Kris-tallisationsgrad des freien Eisens widerspiegelt,

und die Kornverteilung mit einem hohen Tonan-teil von 64% zeugt von einem hohen Verwitte-rungsgrad. Beides sind eindeutige Indizien dafür, dass es sich um altes Bodenmaterial handelt. Die Abtrennung des Hügels vom Vorgebirge hat folg-lich schon wesentlich früher als in Profil 8 statt-gefunden, so dass keine jüngere kolluviale Über-deckung erfolgte.

Tab. 5.3.12 Profil 9, Dystric Cambisol unter einer Weide (33 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/Fed Kornverteilung (%)

S U T

Ah (-10 cm)

Humoser Oberboden 10YR 4/3 (10YR3/3), Holzkohle 4,3 k.A. k.A. k.A. k.A.

Bw (+200 cm)

Brauner Boden 7,5YR 4/4 (10YR 3/6)

4,4

0,007

21

15

64

126 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Holzkohle findet sich nur im Oberboden bis in 10 cm Tiefe. Eine tiefreichende vertikale Umlage-rung nach Brandrodung hat demzufolge nicht stattgefunden, was sich mit der geringen Hang-neigung von 5% sowie einer geringen Hanglänge erklären lässt. Bei dem braunen Boden handelt es

sich entweder um einen Weitergebildeten und durch Chelation oder Xanthisierung braun ge-färbten Latosol aus autochthonem, allenfalls in jüngerer Zeit kleinräumig hangabwärts ver-lagerten Bodenmaterial oder aber um ein altes Kolluvium.

Profil 36 Bei Profil 36 handelt es sich um einen Straßen-aufschluss unter einem jungen Waldstandort rund einen Kilometer südlich von Profil 9. Der Auf-schluss befindet sich an einem Unterhang mit 9% Neigung. Nach Auskunft des Eigentümers wurde die Fläche seit 1970 einer natürlichen Sukzession überlassen, davor wurde Maracuja angepflanzt.

Das Profil lässt einen schwach entwickelten Ah-Horizont von lediglich 5 cm über einem mächtigen braunen Kolluvium, einem Bleich-horizont und einem roten Latosol erkennen. Zwi-schen dem braunen Boden und dem Bleichhori-zont ist eine nicht durchgängige Steinlage aus einzelnen, schwach gerundeten Steinen verschie-dener Größe ausgebildet, die sich durch Hangpro-zesse gebildet haben dürfte.

Das mächtige gelbbraune Kolluvium enthält im Gegensatz zum Ah-Horizont keine Holzkohle. Eine tiefreichende vertikale Umlagerung nach Brandrodung hat demnach nicht stattgefunden. Die Bodengenese vor der anthropogenen Ein-flussnahme lässt sich am besten mit dem Begriff der dynamischen Bodenbildung beschreiben, bei der sich autochthone und allochthone Prozesse überlagert haben (vgl. Kapitel 5.3.2, Profil 16). Die Braunfärbung des Bodens ist auch hier durch Chelation oder Xanthisierung bedingt, im unteren

Teil sind redoximorphe Merkmale sichtbar. Zahl-reiche Saprolithstücke sowie der geringe Schluff-anteil sprechen gegen eine äolische Ablagerung.

Im Oberboden wurde seit der Wiederbewal-dung erst wenig Humus akkumuliert, so dass der Gehalt an organischer Substanz im Ah-Horizont mit 2,2% für einen Waldboden gering und der Farbton hell ist. Der pH-Wert von 3,9 gegenüber 4,1 im Bw(M)-Horizont zeigt allerdings, dass die Bodenversauerung bereits eingesetzt hat. Die ge-ringen Nährstoffgehalte (P2O5: 0,5 mg/100g; K2O: 3,3 mg/100g) sowie die niedrige KAKpot (10,7%) und Basensättigung (1,8%) sind charak-teristisch für umgelagerte Böden aus altem Bo-denmaterial, bei denen keine Nachlieferung aus dem frischem Gesteinszersatz erfolgt und nur we-nig Nährstoffe in der organischen Substanz ge-bunden sind.

Der BswCwg-Horizont zeigt durch Grund-wassereinfluss bedingte Reduktionsmerkmale. Das Feo/Fed-Verhältnis ist mit 0,003 sehr gering, was für einen hohen Alterungsgrad des Materials spricht. Der hohe Schluffgehalt von 37% und der geringe Tongehalt von 18% lassen erkennen, dass die Bodenbildung nicht sehr weit fortgeschritten ist. Der rote Zersatz hat mit 4,3 einen etwas hö-heren pH-Wert als der BswCwg-Horizont. Hier erfolgte offensichtlich eine Nachlieferung basisch wirkender Kationen.

Tab. 5.3.13 Profil 36, Dystric Cambisol (Unterhangkolluvium) über einem roten Latosol (26 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/Fed Kornverteilung (%)

S U T

Ah (-5cm)

Humoser Oberboden, 10YR 3/3 (10YR 3/4), Holzkohle

3,9

k.A.

k.A.

k.A.

k.A.

Bwg(M) (-150cm)

Gelbbraunes Kolluvium mit Oxidationsmerkmalen 10YR 5/8

4,1

0,021

44

11

45

BswCwg (-200cm)

Roter Latosol mit Reduk-tionsmerkmalen 2,5YR 8/3 (2,5YR 8/2)

4,1

0,003

46

37

13

Cw (+350cm)

Roter Zersatz 10R 5/8 4,3 k.A. k.A. k.A. k.A.

Kapitel 5: Ergebnisse 127 __________________________________________________________________________ Profil 33 Eine letzte Beprobung erfolgte an einer Meia Laranja an der RJ-122 zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu (Bild 5.3.23). Der Kern der Kuppe besteht aus rotem Zersatz, das Festge-stein ist demnach bis zur Basis verwittert. Aus dem Zersatz hat sich ein roter Latosol entwickelt, darüber ist ein brauner Boden von im Mittel 1,2 m Mächtigkeit ausgebildet. Zwischen dem braunen und roten Boden findet sich keine Stein-lage. Der braune Boden und der rote Latosol wur-den im Bereich der Kuppe beprobt.

Die Bodenanalysen (Tab. 5.3.14) sprechen eindeutig für eine autochthone Bodenbildung und Umfärbung durch Chelation oder Xanthisierung. Der höhere Ton- und geringere Schluffgehalt des braunen Bw-Horizonts gegenüber dem roten Bws-Horizont erklärt sich durch die weiter

fortgeschrittene Verwitterung, das Feo/Fed-Ver-hältnis liegt in der gleichen Größenordnung. Der braune Boden enthält keine Saprolithstücke, wohl aber größere Quarzstücke, die eine äolische Ab-lagerung ausschließen.

Zahlreiche Holzkohlestücke im braunen Bo-den zeugen von einer Brandrodung. Der deutlich geringe pH-Wert im Ah-Horizont lässt sich durch eine Versauerung unter vormaliger Waldbede-ckung sowie einer Nachlieferung basisch wirken-der Kationen aus dem Zersatz erklären. Die Ent-stehung der halben Orange ist durch Lateralero-sion bedingt, wobei Hügel am Gebirgsfuß abge-trennt werden, die sich durch das Zurückweichen des Gebirges von diesem immer weiter entfernen und gleichzeitig durch erosive Prozesse nach und nach eingerumpft werden. Für eine Bildung von halben Orangen aus Flussterrassen oder Talböden gibt es im Untersuchungsraum keine Hinweise.

Bild 5.3.23 Seitlich abgetragene Meia Laranja an der RJ-122 zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu Tab. 5.3.14 Profil 33, Meia Laranja an der RJ-122 zwischen Guapimirim und Cachoeiras de Macacu (39 m ü. M.)

Horizont Material / Farbe pH (KCl)

Feo/Fed Kornverteilung (%)

S U T

Bw (-120 cm)

Brauner Boden, Holzkohle 7,5YR 5/6 (5YR5/6)

3,8

0,011

27

15

58

Bws / Bsw (+200 cm)

Roter Latosol mit Übergang zum Zersatz 10R 4/6 (2,5YR 4/6)

4,3

0,009

34

34

33

5.3.5 Landschaftsgenetisches Modell für das jüngere Quartär

uf Grundlage der in den Kapiteln 5.3.1 bis 5.3.4 dargestellten Befunde lassen sich in

Bezug auf die quartäre Landschaftsgenese in der Serra dos Órgãos folgende Aussagen ableiten:

(a) (Gelb)braune Böden überlagern häufig rötli-che bis gelblich rote Latosole mit Übergang zum Gesteinszersatz. Gelegentlich ist zwi-schen beiden Horizonten eine Steinlage aus-

A

128 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

gebildet. Die Genese der braunen Böden ist prinzipiell autochthon, wobei sich diese aus älteren roten Latosolen oder unmittelbar aus dem Gesteinszersatz entwickelt haben. Die Braunfärbung wird auf biochemische Prozesse unter feuchteren Klimaverhältnissen, die zu einer Lösung des Hämatits und relativen An-reicherung des Goethits geführt haben, zu-rückgeführt (Chelation oder Xanthisierung). Profile mit braunen über roten Böden wurden im Lee des Gebirges sowie in der Küsten-ebene bei Jahresniederschlägen von 1.200 bis >2.000 mm angetroffen, nur im Bereich der Steilhänge im Luv des Gebirges fehlen sie, was auf die hohe Reliefenergie und damit ver-bundene Abtragsdynamik zurückgeführt wird.

Auch außerhalb des Untersuchungsraumes wurden Profile mit braunen über roten Böden beobachtet. Sie fanden sich auf den vorgela-gerten Inseln (Ilha Grande an der Grenze der Bundesstaaten Rio de Janeiro und São Paulo) bis in das Hügelland an der Grenze Rio de Ja-neiro / Minas Gerais mit aktuellen 1.100 mm Jahresniederschlag. Die Bildung (gelb)brauner Böden erfolgte wahrscheinlich bereits seit dem Pliozän unter feuchter werdenden Klima-verhältnissen, während sich die roten und gel-ben Latosole unter trocken-heißen Klimaten im mittleren Tertiär gebildet hatten und später überprägt wurden. Es wird davon ausgegan-gen, dass sich auch in den relativ zu heute tro-ckeneren und kühleren pleistozänen Kaltzei-ten braune und keine roten Böden entwickelt haben. Entsprechend ist für die Bildung brau-ner Böden eine breite Amplitude von humiden bis wechselfeuchten – möglicherweise auch semiariden – Verhältnissen anzunehmen.

Die Feo/Fed-Verhältnisse ergeben für die roten Latosole stets Werte deutlich unter 0,1, meist um 0,01. Dies sind typische Werte für alte tropische Böden. Vergleichbare Werte sind aber auch in den braunen Böden vorherr-schend, so dass diese ähnlich alt einzustufen sind. Dies spricht eindeutig für eine Weiter-entwicklung bzw. Überprägung der Latosole.

Im Gebirge kam es aufgrund der hohen Reliefenergie mit überwiegend steilen Hängen zu massiven Umlagerungen der (gelb)braunen Böden. Vor Eintreffen der ersten Siedler sind diese an einen Rückzug der Vegetation in den pleistozänen Kaltzeiten und im frühen bis mittleren Holozän gebunden. Demgegenüber sind die pleistozänen Warmzeiten unter Wald-bedeckung als relativ stabil anzusehen, wenn-gleich es auch hier zu größeren, jedoch lokal

begrenzten Rutschungen und zudem zu all-mählichen Abträgen durch Kriechdenudation gekommen sein dürfte (vgl. hierzu auch Kap. 5.5.1). In historischer Zeit kam es dann nach Rodung der Wälder und Inkulturnahme zu verstärkter Erosion und zu Rutschungen.

Durch Erosion sind die braunen Böden an den Ober- und Mittelhängen zu einem großen Teil abgetragen und die Sedimente an den Unterhängen kolluvial abgelagert worden. Die Böden sind dort folglich als allochthon anzu-sprechen. Da sich an den Mittel- und Unter-hängen in der Regel autochthone und alloch-thone Prozesse überlagern, wird vorgeschla-gen, von einer dynamischen Bodenbildung zu sprechen. Ob es sich im Einzelfall um ein um-gelagertes oder in-situ-Profil handelt ist im Gelände und mit den zur Verfügung stehen-den Analysemethoden nicht immer mit letzter Sicherheit festzustellen. An den Unterhängen, wie auch in Mulden und Hohlformen können braune Kolluvien Mächtigkeiten von mehre-ren Metern erreichen.

(b) Nach Rodung und Inkulturnahme kam es an

den Ober- und Mittelhängen zu einer Kap-pung der Profile sowie an den Mittel- und Un-terhängen zu einer Durchmischung von brau-nem und rotem Bodenmaterial. Trotz der mas-siven Umlagerungen finden sich noch genü-gend Profile mit braunen über roten Böden in verschiedenen Höhenlagen, Reliefpositionen, Expositionen sowie unter unterschiedlichen hydrologischen Bedingungen, die auf eine einstmals flächenhafte Verbreitung brauner Böden unter Wald schließen lassen.

Die Umlagerungen erklären auch die in einigen Proben (Profil 17, 40, 42) höheren Feo/Fed-Verhältnisse in den Ah-Horizonten (0,07 bis 0,1) sowie im Bw-Horizont von Probe 17 (0,11). Diese sind wahrscheinlich durch eine Akkumulation von jüngerem Bo-denmaterial aus höheren Reliefpositionen, wo die Verwitterungsfront durch Kappung der Bodenprofile bereits nahe der Oberfläche verläuft, bedingt.

(c) Aufgrund der unterschiedlichen Entstehung

(in situ aus Festgestein oder Saprolith, Wei-terbildung alter Latosole oder kolluvialer Ab-lagerung), sind die braunen Böden in Bezug auf ihre chemischen und physikalischen Ei-genschaften variabel.

Ein Zusammenhang zwischen Kornvertei-lung und Bodenfarbe wurde nicht festgestellt.

Kapitel 5: Ergebnisse 129 __________________________________________________________________________

Bei den untersuchten Profilen wird die Korn-verteilung primär vom Ausgangsgestein, vom Verwitterungsgrad sowie von den Abtrags- und Sedimentationsbedingungen, bestimmt. Dies bedeutet, dass eine pauschale Einstufung der bodenphysikalischen Eigenschaften nach dem Bodentyp, etwa von Cambisolen und Latosolen, nicht zielführend ist. Eine Lessi-vierung wurde in keinem Profil nachgewiesen.

Ein Eintrag äolischer Sedimente lässt sich nicht eindeutig nachweisen, ist aber für die (gelb)braunen Böden in unterschiedlichem Umfang anzunehmen. In einigen Proben fal-len relativ hohe Schluff- und/oder Feinsand-anteile auf (Profile 1 und 16), während dies bei anderen nicht der Fall ist (Profile 5, 17 und 40). Allerdings finden sich auch im Zer-satz bisweilen hohe Schluff- und Feinsand-anteile (Profil 42), so dass diese allein kein hinreichendes Indiz für äolische Einträge sind.

(d) Der Säuregrad der (gelb)braunen Böden liegt

im Mittel unter dem der roten Latosole und des Zersatzes, da unter den humiden Klima-verhältnissen unter Waldbedeckung eine all-mähliche Versauerung des Oberbodens durch eine verstärkte Zufuhr von H+-Ionen stattge-funden hat. Durch Erosion kann jedoch basen-reicheres Material nahe der Erosionsbasis an die Oberfläche gelangt sein und im Unter-hangbereich jüngeres Material überlagern, so dass die pH-Werte dort im Profil nach oben hin zunehmen.

Auch durch Kalkung kann es zu einer An-hebung der pH-Werte in Oberböden gekom-men sein. Die pH-Werte verschiedener Sub-strate sind zudem vom Ausgangsgestein und dem Verwitterungsgrad abhängig. So schwan-ken die pH-Werte im Zersatz in den unter-suchten Proben deutlich zwischen 4,2 und 5,6.

(e) Die Entstehung von Steinlagen wird als poly-

genetisch gedeutet, wobei in erster Linie Bio-turbation, zum Teil in Verbindung mit Hang-prozessen, sowie Lösungsprozesse verwitte-rungsresistenterer Gesteinspartien an der Ver-witterungsbasis und im Bereich ausstreichen-der Quarzgänge für diese verantwortlich ge-macht werden. Bei einigen Steinlagen könnte es sich auch um Terrassenschotter oder Talbo-denrelikte handeln. Die Bildung von Steinla-gen durch bioturbate Prozesse ist an eine waldfreie Landschaft gebunden, was vor einer anthropogenen Einflussnahme auf trockene Klimabedingungen schließen lässt.

(f) Die häufiger beobachtete Profilabfolge mit ei-nem (gelb)braunen Boden über einer Stein-lage und einem roten Latosol deutet darauf hin, dass die Genese der (gelb)braunen Böden und der Steinlagen in kausalem Zusammen-hang stehen.

Anhand eines Modells für die Bergregion im Lee der Serra (Abb. 5.3.6) wird nachfolgend die jung-quartäre Klima- und Landschafsgenese diskutiert. Erläuterungen zum landschaftsgenetischen Modell (Abb. 5.3.6) Die dargestellte CO2-Kurve resultiert aus Eis-bohrkernen der Antarktis und aktuellen Messun-gen und spiegelt als ein maßgeblicher Parameter in etwa den globalen Klimaverlauf während der letzten 140.00 Jahre wider. Sie basiert auf ver-schiedenen Untersuchungen und ist dem Kapitel „Palaeoclimate“ des IPCC Fourth Assessment Reports (2007: 444) entnommen. Dort finden sich auch die entsprechenden Literaturquellen. Der besseren Darstellbarkeit wegen wurden nicht alle im IPCC-Report gezeigten Kurven der ver-schiedenen Parameter (N2O, CH4, etc.) aufgetra-gen. Dies erklärt, warum die letzte Warmzeit nicht exakt mit der CO2-Kurve übereinstimmt, da sich der grau hinterlegte Bereich, der die Warm-zeit repräsentiert, aus allen Parametern zusam-mensetzt. Zudem endet die Zeitachse im Jahr 1800 und nicht, wie im IPCC-Report, im Jahr 2005. Dies liegt darin begründet, dass in der Gra-fik nur die Verhältnisse vor der anthropogenen Rodung und Inkulturnahme dargestellt werden, die im Bergland der Serra dos Órgãos um 1800 begann (vgl. Kap. 5.4).

Die zweite Kurve stellt die Klimaentwicklung in Grönland in den letzten 50.000 Jahren anhand der Deuterium-Konzentrationen dar (RAHMS-TORF 2002). Sie ist insofern aufschlussreich, als dass im Verlauf des Pleistozäns 12 sogenannte Dansgaard-Oeschger-Ereignisse (DO-Events) er-kennbar sind. Diese kurzen, mehrere Hundert bis über 1.000 Jahre andauernden Warmphasen wa-ren weltweit spürbar (RAHMSTORF & SCHELLN-HUBER 2007: 21). Gleiches gilt für eine kurze Abkühlungsphase im frühen Holozän, dass soge-nannte 8k-Event.

Aus den in Kapitel 4.1.2 dargestellten paläo-klimatischen und -ökologischen Befunden ist für die Berggebiete Süd- und Südostbrasiliens wäh-rend der letzten Kaltzeit von einer Abkühlung um 5 bis 7 °C und trockenen Verhältnissen auszu-

130 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ gehen. Hierdurch gerieten die nicht an die Tro-ckenheit angepassten Bäume der immergrünen tropischen Wälder, die sich während der Warm-zeiten ausgebreitet hatten, unter Wasserstress und zogen sich in niederschlagsbegünstigte Refugien zurück, die sich vor allem im Luv der Gebirgs-kette (Steigungsregen) befunden haben dürften. Im trockenen Lee der Serra müsste daher, wie im Bergland von São Paulo und Paraná, eine gehölz-freie offene Grasvegetation entwickelt gewesen sein, die sich von Osten her ausgebreitet hat.

Im Übergang von Warm- zur Kaltzeit ist eine durch zunehmende Trockenheit gesteuerte Abfol-ge verschiedener Cerrado-Typen, vom Cerradão mit einem hohen Baumanteil bis zur gehölzfreien Graslandformation des Campo limpo denkbar. Die ökologischen Verhältnisse waren jedoch we-gen der kühleren Temperaturen nicht mit denen im heutigen Cerrado vergleichbar. So lässt das Fehlen von Holzkohle und Brandhorizonten in äl-teren Kolluvien darauf schließen, dass natürliche Feuer im Gegensatz zu den Campos Cerrados im Landesinneren keine entscheidende Rolle ge-spielt haben.

Die Abtragsverhältnisse werden als relativ stabil eingeschätzt, da die Savannenvegetation an die herrschenden Klimaverhältnisse mit geringen Niederschlägen angepasst war. Dies belegen auch Untersuchungen aus heutigen Savannengebieten, u.a. im Bundesdistrikt Brasilia von GREINERT (1992).

Durch Bioturbation, wahrscheinlich vor allem durch Termiten, bildeten sich Steinlagen an der Untergrenze des belebten Bodens. Für Termiten, daneben auch Ameisen, als maßgebliche Orga-nismen sprechen verschiedene Befunde aus wechselfeuchten bis semiariden Regionen der Er-de (u.a. RUNGE & LAMMERS 2001). Auch im Un-tersuchungsraum wurde beobachtet, dass Termi-ten auf jungen Rodungsflächen schnell aktiv wer-den. Da auch nach den Bränden im Nationalpark unter sehr feuchten Bedingungen Termitenhügel entstanden, ist nicht Trockenheit, sondern Wald-freiheit ausschlaggebend für die Aktivität der ent-sprechenden Art(en).

Die DO-Events könnten kurzfristig für wär-mere und feuchtere Klimaverhältnisse und ein Vordringen von Gehölzen gesorgt haben. Da die Vegetation zeitverzögert auf die zunehmenden Niederschläge reagierte, könnten kurzzeitig ver-stärkte Abträge und damit eine Verlagerung oder Auflösung von Steinlagen stattgefunden haben.

Der Übergang zu feuchteren und wärmeren Ver-hältnissen erfolgte nach Überschreiten des Kälte-maximums um 18.000 B.P. Die Periode vom En-de der letzten Kaltzeit bis ins frühe Holozän ist durch eine Instabilität des Klimas gekennzeich-net. Da die Rückkehr der Waldvegetation aus ihren Refugien nur allmählich erfolgte, dürfte es bei zunehmenden Niederschlägen zu verstärkten Bodenabträgen und Rutschungen und damit auch Verlagerungen und Auflösungen von Steinlagen gekommen sein, da die Savannenvegetation nicht an die veränderten Klimabedingungen angepasst war. So fehlten adäquate Schutzmechanismen, wie ein dichter Kronenschluss, ein stabilisie-rendes Wurzelwerk und ein dichter Wurzelfilz. Erst mit Rückkehr der Wälder stellten sich wie-der relativ stabile Verhältnisse ein. Die im Unter-suchungsraum verbreiteten braunen Kolluvien (ohne Holzkohle) sind wahrscheinlich vornehm-lich in diesem Zeitraum abgelagert worden.

Mit Rückkehr der Regenwälder und Ausbil-dung einer Klimax-Vegetation im mittleren Holo-zän sind die Abtragsverhältnisse mit Ausnahme gelegentlich auftretender Rutschungen wieder als sehr stabil anzunehmen. Steinlagen wurden unter Waldbedeckung nicht mehr gebildet, sondern bei geringer Bodenbedeckung allenfalls aufgelöst.

Hinsichtlich der Braunfärbung der Böden wird davon ausgegangen, dass seit dem Pliozän rote Böden unter feuchteren Klimaverhältnissen durch Chelation / Xanthisierung umgefärbt wur-den. Dies könnte bedeuten, dass die klimatischen Verhältnisse in den quartären Kaltzeiten zwar so trocken waren, dass die Wälder zurückgedrängt und durch eine offene Graslandschaft ersetzt wurden, aber immer noch feucht genug, um eine relative Anreicherung von Goethit gegenüber Hä-matit zu begünstigen. Denkbar ist aber auch, dass eine Überprägung roter Böden im Quartär nur in den feuchteren Warm- und Übergangsphasen und während der DO-Events stattgefunden hat, wäh-rend unter trockenen Verhältnissen keine bioche-mischen Umwandlungsprozesse erfolgt sind. Für die Steinlagenbildung durch Bioturbation bedeu-tete dies, dass die Wälder bei ihrem Rückzug durch Baumwurzeln gelockerte, braune Böden hinterlassen haben müssten, die leicht von Bo-dentieren hätten aufgearbeitet werden können. An der Untergrenze der bioturbaten Tätigkeit wä-ren wiederum Steinlagen entstanden. Eine Neu-bildung roter Böden hat in den Kaltzeiten sicher-lich nicht stattgefunden.

Kapitel 5: Ergebnisse 131 __________________________________________________________________________

Abb 5.3.6 Globale Klimaentwicklung im Jungquartär und Auswirkungen auf Klima-, Vegetations- und Bodenver-

hältnisse im Bergland der Serra dos Órgãos (Lee) vor Rodung und Inkulturnahme (Beginn um 1800)

Die CO2-Konzentration in der Atmosphäre basiert auf Auswertungen von Antarktis-Eisbohrkernen und aktuellen Mes-sungen. Die Kurve wurde dem IPCC Fourth Assessment Report (2007: 444) entnommen. Grau hinterlegt sind die inter-glazialen Warmphasen. Die zweite Kurve zeigt die Klimaentwicklung in Grönland in den letzten 50.000 Jahren anhand der Deuterium-Konzentrationen (RAHMSTORF 2002). Während dieser Periode sind im Pleistozän 12 kürzere, weltweit spürbare Warmphasen (Dansgaard-Oeschger-Ereignisse) sowie im Holozän eine Kaltphase (8k-Event) nachgewiesen. Die regionalen Klima- und Vegetationsverhältnisse basieren auf Pollenanalysen aus Berggebieten Süd- und Südostbra-siliens (BEHLING 1993, 1995, 1997a,b, 1998, 2002), ROTH & LORSCHEITTER (1993), BEHLING & LICHTE (1997), LEDRU et al. (1998), BEHLING et al. (2001, 2004), BARROS (2003), SCHEEL-YBERT et al. (2003), BEHLING & DEPATTA PILLAR (2006).

132 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ 5.4 Landschaftsgeschichte und -degradation in der Serra dos Órgãos: Auswertung archäologischer und historischer Quellen Zusammenfassung: Die Serra dos Órgãos lässt sich im Hinblick auf die historische Landschafts-degradation nach Auswertung von Literatur und historischen Quellen in drei Hauptbereiche unterteilen: 1) Die Wälder der Küstenebene und des Vorge-birges unterlagen bereits in prähistorischer Zeit einem anthropogenen Einfluss durch Brandro-dung. Systematisch betrieben wurde die „Coiva-ra“ vor Ankunft der Europäer von den Tupi. Die Kolonialisierung ist durch Nutzungszyklen ge-kennzeichnet: dem Einschlag des Brasilholzes zu Beginn des 16. Jahrhunderts, Zuckerrohrplanta-gen ab Mitte des 16. Jahrhunderts, Goldtrans-porte auf den „Gold-Routen“ ab dem späten 17. Jahrhundert, Kaffeeplantagen im 19. Jahrhun-dert und Weidewirtschaft und tropischer Feldbau im 20. Jahrhundert, wobei die Weidewirtschaft schon vorher von Bedeutung war. Diese Aktivitä-ten führten zu einer großflächigen Entwaldung. Die größten Beeinträchtigungen erfolgten durch den Kaffeeanbau, der verstärkt in die Hänge vor-drang und Regenwälder zerstörte, die bis dahin verschont geblieben waren. 2) Die steilen Gebirgshänge im Luv der Serra ge-hören heute teilweise zum gleichnamigen Natio-nalpark. Flächenhafte historische Beeinträchti-gungen durch Kaffeeplantagen oder andere land-wirtschaftliche Nutzungen lassen sich für die obere Gebirgsstufe ab ca. 1.000 m ü. M. nicht be-legen. Allerdings führten bereits in vorkolonialer Zeit Pfade und später auch die Goldrouten durch

die Höhenzüge der Serra. Mit der Einrichtung des Nationalparks waren lineare Beeinträchti-gungen durch Straßen, Wege, Strom-, Telefon- und Wasserleitungen sowie kleinflächige Rodun-gen für Gebäude und andere Einrichtungen ver-bunden. Im nordöstlichen Teil des Parks ereigne-ten sich nach historischen Aufzeichnungen zwi-schen 1949 und 1959 drei Brände. 3) Die Bergregion im Lee der Serra wurde erst spät erschlossen. Im frühen 19. Jahrhundert sie-delten sich erste Fazendas um die heutigen Städte Teresópolis, Petrópolis und Nova Friburgo an und betrieben Ackerbau und Viehwirtschaft, wo-mit erste größere Rodungen einhergingen. Die weitere Entwicklung wurde durch die Errichtung von Telefonleitungen und den Bau von Eisen-bahnlinien im mittleren 19. bis frühen 20. Jahr-hundert forciert. Petrópolis wurde 1851 durch ei-ne Passstraße an Rio de Janeiro angebunden, während Teresópolis und Nova Friburgo erst im 20. Jahrhundert Straßenverbindungen in die Küs-tenebene erhielten. Mit dem Straßenbau gingen erhebliche Waldverluste und Zerschneidungs-effekte einher. Zwischen 1910 und 1950 kam es als Folge einer offensiven Einwanderungspolitik zu einer verstärkten Urbanisierung, einer Aus-weitung von landwirtschaftlichen Nutzflächen und umfangreichen Infrastrukturmaßnahmen, die in der Summe gravierende Waldverluste und Fragmentierungseffekte zur Folge hatten. Die jüngere Entwicklung ist durch ein hohes Bevölke-rungswachstum und einen hohen Nutzungsdruck charakterisiert.

5.4.1 Die prähistorische Besiedlung Südostbrasiliens und ihr Einfluss auf die Landschaftsentwicklung

arüber, wann der moderne Mensch zum ersten Mal den amerikanischen Kontinent

betrat – und damit der anthropogene Einfluss auf den Naturraum seine Ursprünge hat – wird seit langem eine kontroverse wissenschaftliche De-batte geführt. Gesichert scheint, dass über die Be-ringstraße, deren Meeresspiegelniveau gegen En-de des Pleistozäns wegen des in Gletschern und Inlandeis gebundenen Wassers um rund 130 m

tiefer lag als heute, Stämme von Asien aus nach Amerika einwanderten (BLÜMEL 2002). Ob dies jedoch die erste Besiedlung war, wann diese ge-nau stattfand, woher die eingewanderten Stämme stammten und wie die weitere Besiedlung von-statten ging, darüber gibt es verschiedene Theo-rien (HEY 2005).

In Bezug auf die Datierung vertreten verschie-dene Autoren die Auffassung, dass die ersten

D

Kapitel 5: Ergebnisse 133 __________________________________________________________________________ Stämme aus Asien vor ca. 12.000-15.000 Jahren einwanderten (WALLACE et al. 1985, GREEN-BERG et al. 1986, GOEBEL 1999, BRACE et al. 2001, DIXON 2001). Diese Annahme wird durch archäologische Funde, vornehmlich der Clovis-Kultur in New Mexiko gestützt, wo die ältesten Funde auf 11.500 B.P. datiert wurden (DALTON 2002). Von Alaska aus sei sukzessive die weitere Besiedlung auf dem Landweg oder, anderen Theorien zufolge, auf dem Seeweg erfolgt (DAL-TON 2002). Südamerika hätten indigene Stämme demzufolge vor rund 11.000 Jahren erreicht.

Seit einiger Zeit mehren sich Befunde, nach denen eine Besiedlung auf diesem Wege zwar stattgefunden haben mag, diese möglicherweise aber nicht die erste gewesen ist („Clovis-first-Debatte“). Maßgeblich gestützt wird diese Ver-mutung durch archäologische Funde aus Südame-rika, wo in der Fundstelle Pedra Furada im brasi-lianischen Bundesstaat Piauí fossile Feuerstellen und Steinwerkzeuge entdeckt wurden, die auf 32.000 bis 48.000 B.P. (GUIDON & DELIBRIAS 1986, GUIDON & ARNAUD 1991) bzw. bis ~50.000 B.P. (BAHN 1993) datiert wurden. Auch Siedlungsfunde aus Monte Verde in Mittelchile wurden mit 33.000 B.P. deutlich älter als die der Clovis-Kultur eingestuft (DILLEHAY 1984, 1989, 1997). Zudem deuten auch Untersuchungen von Linguisten (NICHOLS 1990, NETTLE 1999) eben-so wie von Genetikern (LELL et al. 1997, STARI-KOVSKAYA et al. 1998) auf eine frühere Besied-lung seit mindestens ~35.000 B.P. hin.

Das Alter der südamerikanischen Funde wird wegen Ungenauigkeiten der Radiocarbon-Datie-rung von einigen US-amerikanischen Wissen-schaftlern angezweifelt (siehe hierzu: FIEDEL 1999, 2000), jedoch scheinen neuere, dem Stand der Wissenschaft entsprechende Untersuchungs-methoden zu bestätigen, dass die Besiedlung Amerikas deutlich früher als bislang angenom-men stattfand. So wurden Felsmalereien im eben-falls in Piauí gelegenen Capivara Nationalpark mittels neuer Thermolumineszenz- und EPR-Datierungen auf 36.000 B.P. datiert (WATANABE 2003). Neuere Analysen aus Pedra Furada bestä-tigen zudem frühere Ergebnisse, nach denen die ältesten Funde rund 50.000 Jahre alt sind (PA-RENTI 2001). Weitere Fundstellen, die älter als Clovis datiert werden, befinden sich in Pedra Pin-tada im brasilianischen Amazonasgebiet sowie in South Carolina (Fundstelle „Topper“, POWELL 2004) und Virginia („Cactus Hill“; ROSE 2000).

Eng verknüpft mit der Altersfrage ist die der Herkunft bzw. Einwanderungsrichtung der Stäm-me. Neuere anthropologische Untersuchungen

deuten auf eine vielfältige Herkunft der Ur-Amerikaner hin (DILLEHAY 2003). So haben NE-VES & HUBBE (2005) 81 Knochenfunde aus der Fundstelle Lagoa Santa in Minas Gerais unter-sucht und festgestellt, dass sich die Schädelfor-men der zwischen 7.500 und 11.000 Jahre alten Funde deutlich von denen nordamerikanischer In-digener unterscheiden und eher denen australi-scher, melanesischer und schwarzafrikanischer Ureinwohner gleichen. Bereits zuvor wurde in verschiedenen Veröffentlichungen auf Ähnlich-keiten zwischen den Schädelmerkmalen früher (süd)amerikanischer und früher und moderner Völker des australisch-pazifischen Raumes sowie auf deutliche Unterschiede zu denen mongolider Völker hingewiesen (NEVES & PUCCIARELLI 1991, GONZÁLES-JOSÉ et al. 2003).

Aus diesen, sowie verschiedenen humangene-tischen Untersuchungen (LELL et al. 2002, TARA-ZONA-SANTOS et al. 2002, SCHURR & SHERRY 2004) wird die Hypothese abgeleitet, dass sich zumindest zwei, möglicherweise aber auch mehr Einwanderungswellen vollzogen haben. So könn-te nach GONZÁLES-JOSÉ et al. (2003) eine frühe Migration von Südasien aus nach Australien, Ozeanien und Amerika etwa zeitgleich stattge-funden haben. Auf Grundlage von Untersuchun-gen in Niederkalifornien, Mexiko, geben die Au-toren ein Zeitfenster um 40.000 B.P. an. Eine zweite, jüngere Einwanderung datieren sie auf ~12.000 B.P. Sie unterscheiden entsprechend zwischen „Palaeoamericans“ der ersten und „Amerindians“ der zweiten Einwanderungswel-le, wobei die meisten modernen amerikanischen Indigenen ihrer Ansicht nach von der zweiten Gruppe abstammen.

Die ältesten weitgehend anerkannten archäo-logischen Funde aus Süd- und Südostbrasilien werden auf 12.770 ±220 B.P. datiert und stam-men aus der Fundstelle „Lajeado dos Fósseis“ im Bundesstaat Rio Grande do Sul (SCHMIDT DIAS 2004). Etwas jünger sind die ältesten Funde aus Lagoa Santa in Minas Gerais mit 12.070 ±170 B.P. (BARBOSA & SCHMITZ 1998, SCHMIDT DIAS 2004). Älteren Datierungen aus Minas Gerais (25.000 bis 12.000 B.P. von LAMING-EMPERAIRE 1979) und aus São Paulo (14.200 B.P. von BELTRÃO 1966, BRYAN & BEL-TRÃO 1978 u.a.) wird eine allgemeine Anerken-nung bislang verwehrt (zit. n. GUIDON 2006).

Über die Verbreitung und Lebensweise der ersten Jäger- und Sammler-Kulturen ist wenig bekannt. Als relativ gesichert gilt allerdings, dass die ersten Stämme die offenen Savannen der Campos cerrados besiedelten, die im Gegensatz

134 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ zu den schwer durchdringbaren, großwildarmen Wäldern ein reichhaltiges Angebot an leicht zu jagendem Wild bereitstellten (DEAN 1995). Die Lager wurden in Galeriewäldern errichtet, die gute Lagermöglichkeiten boten, einen Schutz vor Raubtieren gewährten sowie das Sammeln von Früchten und Knospen und den Fischfang ermög-lichten. Zum Schutz vor fallenden Bäumen und gefährlichen Tieren wurden die Flächen vor Er-richtung der Lager wahrscheinlich brandgerodet. Zudem deutet einiges darauf hin, dass Jäger- und Sammler neben Steinwerkzeugen und -waffen auch das Feuer zur Jagd benutzten (DEAN 1995).

Vermutlich wurde die Einwanderung in die Savannen Zentralbrasiliens durch feuchtere und wärmere Klimaverhältnisse an der Wende Pleis-tozän/Holozän begünstigt (SCHMIDT DIAS 2004). Klimaschwankungen zur trockenen Seite wäh-rend des Holozäns führten jedoch zu größeren Auswanderungswellen aus den von Trockenheit besonders betroffenen Regionen (SCHMIDT DIAS 2004). In Südbrasilien herrschten hingegen seit dem frühen Holozän durchgehend ausreichend feuchte Klimaverhältnisse, so dass zu keiner Zeit Wasserknappheit bestand (BEHLING & NEGREL-LE 2001, SCHMIDT DIAS 2004).

Die ältesten Spuren menschlicher Besiedlung im Bundesstaat Rio de Janeiro finden sich im Munizip Itaboraí und werden auf 8.100 ±75 B.P. datiert (BELTRÃO et al. 1986, SCHMIDT DIAS 2004). Sie sind damit deutlich jünger als die Fun-de in Minas Gerais und Südbrasilien. Dies lässt vermuten, dass die Stämme entweder von Süden her, entlang der Küste, oder über die Serra do Mar aus Zentralbrasilien eingewandert sind. Dass trotz der gebirgigen Landesnatur auch letzteres möglich ist, belegen prähistorische Funde im Zu-ge der Errichtung von Wasserkraftanlagen (DEAN 1995).

Von der frühen Besiedlung der Küstenregion Brasiliens vom Nordosten bis nach Rio Grande do Sul zeugen ab etwa 6.000 B.P. zahlreiche Fun-de der Sambaquis–Kultur (GUIDON 2006). Diese bestehen aus Ansammlungen von Muschelscha-len in Form von Hügeln, die auf eine speziali-

sierte Kultur schließen lassen, deren Hauptnah-rungsmittel aus Fisch und Mollusken bestand. Im Bundesstaat Rio de Janeiro sind zahlreiche Mu-schelhügel bekannt, die mit einer Ausnahme auf den Zeitraum zwischen 3.000 und 500 B.P. da-tiert wurden (BELTRÃO 1978). Einzig ein Hügel im Munizip Magé wird mit 6.000 bis 10.000 B.P. deutlich älter eingestuft (BELTRÃO 1978), wobei die Altersbestimmung mittels fossiler Sedimente allerdings als relativ ungenau anzusehen ist.

Der erste Schritt vom Jäger- und Sammler Stadium zum sesshaften Ackerbau war der sys-tematische Anbau bestimmter Pflanzenarten, von denen in der Mata Atlântica vor allem Mais dis-kutiert wird. Als Auslöser werden Klimaände-rungen oder eine steigende Bevölkerungszahl mit einer einhergehenden Nahrungsmittelknappheit genannt (DEAN 1995). In diesem Zusammenhang weisen verschiedene Autoren auf das Aussterben des größten Teils der südamerikanischen Mega-fauna gegen Ende des Pleistozäns hin, die nach einer von mehreren diskutierten Theorien mit ei-ner Überjagung durch frühe Kulturen in Verbin-dung gebracht wird (MARTIN & KLEIN 1984). Nach bisherigen Erkenntnissen hielt der Acker-bau im Osten Brasiliens sehr viel später Einzug als in den Anden und in Mittelamerika; die bis-lang ältesten Funde aus Minas Gerais werden auf 3.900 B.P. datiert.

Die frühen Ackerbau-Kulturen bedienten sich der shifting cultivation. Die Nutzung der etwa ein Hektar großen Schläge erfolgte in drei aufein-ander folgenden Anbauperioden. Dann wurden die Flächen brach fallen gelassen, so dass sich zunächst eine Pioniervegetation und später Se-kundärwälder einstellten. Nach 20 bis 40 Jahren folgten ein erneutes Abbrennen und eine acker-bauliche Nutzung. Die Sekundärwälder waren vergleichsweise reich an Früchten, im Südosten Brasiliens u.a. Palmfrüchte, Guiaba und Papaya. Zudem wurden bestimmte Holzarten für den Bau von Booten genutzt (DEAN 1995). In der Küsten-region Rio de Janeiros haben demzufolge bereits in prähistorischer Zeit flächenhafte anthropogene Eingriffe in Wälder stattgefunden.

5.4.2 Die Tupi in der Küstenregion Südostbrasiliens

ie indigenen Stämme der brasilianischen Küstenregion von der südlichen Landes-

grenze bis nach Ceará im Nordosten werden in drei Hauptgruppen unterteilt: die Tupi, die Gua-

rani und die Tapuia. Die Tupi waren vor Ankunft der Portugiesen in der gesamten Küstenregion vom heutigen Bundesstaat São Paulo in Richtung Norden verbreitet, während die Stämme der Gua-

D

Kapitel 5: Ergebnisse 135 __________________________________________________________________________ rani den südlichen Küstenstreifen sowie die Ein-zugsgebiete des Rio Paraguai und des Rio Paraná besiedelten (FAUSTO 2006). Wegen ihrer sprach-lichen und kulturellen Gemeinsamkeiten werden sie als (Sprach)Familie der Tupi-Guarani zusam-mengefasst (URBAN 2006). Unterbrochen wird das ansonsten geschlossene Siedlungsgebiet der Tupi-Guarani nur an vier Stellen durch die Stäm-me der Charua im Bereich der La Plata-Mün-dung, der Goitacá an der Mündung des Rio Para-íba, der Aimoré im nördlichen Espirito Santo und südlichen Bahia sowie der Trembembé zwischen Ceará und Maranhão. Als Abgrenzung zu den Tupi-Guarani werden diese vier Stämme als Ta-puia bezeichnet (FAUSTO 2006).

Die Migrationsrichtung der Tupi-Guarani ist umstritten. Eine erste Hypothese besagt, dass die Wanderung im Paraná-Paraguai-Becken ihren Ursprung nahm und sich von dort aus nach Nor-den entlang der Küste bis ins Amazonasbecken vollzog. Bereits im Bereich des Paraná-Paraguai-Beckens kam es zu einer Trennung von Tupinam-bá und Guarani (MÉTRAUX 1927, zit. n. FAUSTO 2006). Die zweite Hypothese präferiert eine Wanderungsbewegung in zwei zeitlich vonein-ander getrennten Strömungen vom Amazonas-becken in Richtung Süden (BROCHADO 1984, zit. n FAUSTO 2006). Die Migration der Guarani voll-zog sich demnach bereits um 500 v. C. entlang der Flüsse Madeira, Guaporé und Paraguai im Landesinneren. Die Wanderung der Tupi entlang der Atlantikküste fand hingegen erst zwischen 800 und 1.000 n. C. statt. Beide Hypothesen sind prinzipiell mit den ältesten Keramikfunden der Tupi im Bundesstaat Rio de Janeiro (980 ±100 n. C.) vereinbar (FAUSTO 2006).

Für die Fragestellung dieser Arbeit ist von vorrangigem Interesse, welchen Einfluss die Le-bensweise der Tupi auf die Wälder hatte. Im Ge-gensatz zu den Jäger- und Sammler-Kulturen und den frühen Ackerbauern stützen sich diesbezügli-che Erkenntnisse nicht nur auf archäologische Funde, sondern auch auf Reiseberichte, Korres-pondenzen und andere Schriftdokumente der See-fahrer und ersten europäischen Siedler. Diese deuten bei Ankunft der Europäer auf eine relativ homogene Lebensweise der verschiedenen Tupi-Stämme hin (FAUSTO 2006).

Nach DEAN (1995) besiedelten die Tupi einen maximal 500 km breiten Küstenstreifen; im Bun-desstaat Rio de Janeiro war dieser aufgrund des küstennah aufragenden Gebirges deutlich schma-ler. Die Dörfer bestanden aus einem zentralen Platz, um den im Mittel vier bis acht malocas (Gemeinschaftshäuser) kreisförmig angeordnet

waren. Nach zeitgenössischen Berichten lebten in den Dörfern 500 bis 2000, maximal 3000 Men-schen. Die Entfernung zwischen den Dörfern war variabel und hing primär von den naturräumli-chen Gegebenheiten und den politischen Konstel-lationen ab. Durch wechselnde politische Allian-zen und kriegerische Auseinandersetzungen kam es so zu wechselnden Grenzverläufen (FAUSTO 2006). Von den ersten Kolonisatoren werden die Tupi als aggressiv und kriegerisch beschrieben; auch der Kannibalismus sei weit verbreitet gewe-sen (DEAN 1995, FAUSTO 2006). Grenzverlaufs-wechsel sind daher als häufig anzunehmen.

Die ersten Dörfer der Tupi hatten einen Durchmesser von ca. 500 m und keine Schutz-anlagen. Später wurden Schutzwälle errichtet und der Durchmesser erhöhte sich auf etwa 1.000 m (DEAN 1995). Chroniken aus dem 16. Jh. zufolge kontrollierten die Dörfer ein Gebiet von durch-schnittlich 70 km², innerhalb dessen die coivara, eine spezielle, auch heute noch angewendete Form des Brandrodungsfeldbaus betrieben wurde (DRUMMOND 1997). Anbauprodukte waren Mais, Maniok und andere Knollenfrüchte sowie Ge-treide, lokal auch Erdnüsse. Ergänzt wurde das Nahrungsangebot durch Jagd, Fischfang und das Sammeln von Waldfrüchten. Die ersten Europäer berichteten zudem von einer Lagerhaltung von Maniok und einer Trocknung von Fisch. Beide Nahrungsmittel wurden auch zu Mehl verarbeitet. Ein Handel mit landwirtschaftlichen Produkten fand nicht statt, wohl aber ein Tausch von Edel-steinen und Ziervögeln (DEAN 1995).

DEAN (1995) stellt auf Basis der überlieferten Dokumente eine interessante Rechnung auf: bei einer durchschnittlichen Einwohnerzahl eines Dorfes von 600, einem bearbeiteten Gebiet von 70 km² und einer Rodungsfläche von 0,2 ha pro Person und Jahr wäre durch die coivara demnach der gesamte Primärwald eines Dorfgebietes in-nerhalb von 55 Jahren komplett verschwunden. Bei einer hypothetischen 1.000 jährigen Besied-lung wäre die Fläche entsprechend 19-mal kom-plett abgebrannt worden.

Für das Küstengebiet von Rio de Janeiro und São Paulo schätzt DEAN (1984) die Bevölke-rungsdichte der Tupinambá auf 4,8 bis 5,3 Ein-wohner/km². Unter Berücksichtigung einer Be-völkerungskonzentration auf die ebenen, küsten-nahen Bereiche und unter Einbeziehung anderer indigener Bevölkerungsgruppen leitet er eine Gesamtzahl von 150.000 Bewohnern für dieses Gebiet ab. Da diese neben der seit Jahrhunderten praktizierten Brandrodung auch Holz zum Bau von Häusern, Booten und Waffen nutzten und in

136 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ den Wäldern jagten, ist davon auszugehen, dass bereits bei Ankunft der Europäer ein Teil der Waldflächen verschwunden und ein wesentlich größerer Teil durch eine anthropogene Nutzung beeinträchtigt war.

DRUMMOND (1997) schätzt die entwaldete Fläche für die Küstenregion um 1500 n. C. auf immerhin bis zu 10%. Gestützt wird diese Schät-zung durch Urkunden von Landschenkungen aus dem Bundesstaat Rio de Janeiro von 1590, wo-nach fast alle übereigneten Ländereien als Matos maninhos (im Sinne bewirtschafteter Waldflä-

chen), und nur ganz wenige als Matos verdadei-ros („richtige“ Waldflächen) deklariert wurden (DEAN 1995). Eine so rapide Zerstörung der Wäl-der durch die bis dato wenigen Neusiedler ist nach DEAN (1995) auszuschließen. Wenngleich die Waldbestände im Bundesstaat Rio de Janeiro von der FUNDAÇÃO S.O.S MATA ATLÂNTICA/ INPE (1993) für das Jahr 1500 mit 97% deutlich höher eingeschätzt werden, ist in jedem Fall die Vorstellung von unberührten, jungfräulichen Wäldern bei Ankunft der Europäer zumindest für Teile der Küstenregion unzutreffend.

5.4.3 Die Kolonialisierung: Nutzungszyklen und Landschaftsdegradation

ie großflächige kommerzielle Landnutzung auf dem Territorium des heutigen Bundes-

staates Rio de Janeiro begann mit dem selektiven Einschlag des wertvollen Brasilholzes (Pau-bra-sil, Caesalpina echinata) zu Beginn des 16. Jahr-hunderts, der erst durch die vermehrte Ankunft europäischer Siedler und afrikanischer Sklaven seit 1565 ermöglicht worden war. Viele Autoren sehen hierin den eigentlichen Beginn der Zerstö-rung der Mata Atlântica-Wälder (u.a. DRUM-MOND 1997, HOMMA 2003). In den darauf fol-genden Jahrhunderten folgten drei zeitlich von-einander zu trennende Nutzungszyklen: 1. Zuckerrohrplantagen etablierten sich in der

Küstenebene Rio de Janeiros um 1560, und damit einige Jahrzehnte später als im Nord-osten Brasiliens (DEAN 1995). Sie führten zu einer Abholzung von Waldflächen für den Anbau, die Energiegewinnung in Form von Holzkohle sowie Weideflächen der Arbeitstie-re. In der Serra dos Órgãos ist ein Anbau von Zuckerrohr ab Ende des 17. Jahrhunderts für das Vorgebirge im heutigen Munizip Magé bekannt (DRUMMOND 1997). Bereits Mitte des 17. Jahrhunderts waren die Waldflächen in der Guanabara-Bucht so weit abgeholzt, dass Brennholz für die Holzkohlegewinnung zur Mangelware wurde (DEAN 1995).

Der Zuckerrohranbau erfuhr während der gesamten Kolonialzeit nur einen geringen technischen Fortschritt, erst gegen Ende des 19. Jahrhunderts entstanden Engenhos cen-trais, moderne Fabriken die unter nationaler und internationaler Führung weißen Zucker produzierten und nach Europa exportierten. In

Rio de Janeiro entstand zu dieser Zeit die erste moderne Fabrik im Jahr 1877 (HOMMA 2003).

2. Die alten “Gold-Routen” (Caminhos do Ou-

ro) von den Fundstellen in Minas Gerais zu den Häfen Rio de Janeiros führten Ende des 17. Jahrhunderts auf alten Indio-Pfaden durch die bewaldeten Gebirgsregionen, die damit ei-nem verstärkten anthropogenen Einfluss aus-gesetzt waren. Die älteste Route verband Vila Rica (heute Ouro Preto) in Minas Gerais mit der Hafenstadt Parati im Süden des Bundes-staates Rio de Janeiro. Im Jahre 1720 entstand eine neue Route, bekannt als Caminho Novo da Estrada Real, die durch die Serra da Estre-la, dem westlichen Teil der Serra dos Órgãos in die Guanabara-Bucht, zum Porto da Estre-la führte (IBAMA 2006). Mit der neu ge-schaffenen Verbindung begann der Aufstieg der Stadt Petrópolis.

3. Die Kaffeeplantagen des 19. Jahrhunderts

führten nach Ansicht verschiedener Autoren (u.a. DANTAS & COELHO NETTO 1995, GUER-RA & BOTELHO 2001) zu den größten Beein-trächtigungen des Naturhaushaltes. Die groß-flächigen Rodungen für die Plantagen hatten verstärkte Prozesse der Bodenerosion sowie negative Effekte auf den Wasserhaushalt und die lokalklimatischen Verhältnisse zur Folge.

Im Gegensatz zum Zuckerrohr wurde Kaf-fee auch in steilen Gebirgslagen, u.a. im Tiju-ca-Massiv in Rio de Janeiro (heutiges Stadt-gebiet) angebaut (DANTAS & COELHO NETTO 1995). Die wachsende Bevölkerung der Stadt Rio de Janeiro war Mitte des 19. Jahrhunderts einer bedrohlichen Wasserknappheit ausge-

D

Kapitel 5: Ergebnisse 137 __________________________________________________________________________

setzt. In der Folge kam es zu Enteignungen von Kaffeeplantagen und 1860 wurde ein offi-zielles Aufforstungsprogramm ins Leben ge-rufen (DANTAS & COELHO NETTO 1995). Der Kaffeeanbau verlagerte sich von nun an nach Westen, vor allem in den heutigen Bundes-staat São Paulo. Schätzungen besagen, dass zwischen 1790 und 1860 im Bundesstaat Rio de Janeiro rund 25.000 km² Wald, das ent-spricht ca. 60% der Gesamtfläche, abgeholzt wurden (DRUMMOND 1997). Martius findet bei seinen Expeditionen (1817-1820) dem-nach ebenso überwiegend degradierte Wälder vor wie Darwin auf seiner Forschungsreise (1831). Gleichwohl hinterlässt die Landschaft bei beiden einen nachhaltigen Eindruck.

Eine Zäsur in der Geschichte der brasilia-nischen Kaffeeproduktion markiert das Jahr 1888, in dem das goldene Gesetz, die Lei Au-rea in Kraft trat, welche die Sklavenarbeit ab-schaffte und damit die Organisationsform des Kaffeeanbaus grundlegend änderte. Von nun an wurden vermehrt europäische Einwan-derer, v.a. Italiener, zur Arbeit auf den Plan-tagen angeworben (PRUTSCH 1996). Im Jahr 1929 kam es im Zuge der Weltwirtschafts-krise zu einem dramatischen Verfall der Kaffeepreise und viele der verbliebenen Kaf-feefazendas im Westen des Bundesstaates Rio de Janeiro wurden in Weideland umgewandelt (COELHO NETTO 1999).

Wie weit der Kaffeeanbau auch in die Hö-henlagen der Serra dos Órgãos vordrang, ist nicht eindeutig zu belegen. Unumstritten ist allerdings, dass die Wälder der unteren Ge-birgslagen großflächig für den Kaffeeanbau abgeholzt wurden (DRUMMOND 1997). In den Höhenlagen wurde trotz der klimatischen Un-gunst mit sporadisch auftretenden Frösten lo-kal Kaffee angebaut (u.a. in Petrópolis und Teresópolis); ein großflächiger Anbau hat aber nicht stattgefunden (DRUMMOND 1997).

Neben den Hauptnutzungszyklen sind aus der Kolonialzeit weitere Waldverluste bekannt. So wurde im Westen der Stadt Rio de Janeiro bereits Mitte des 16. Jahrhunderts Viehwirtschaft betrie-ben. Im Jahr 1808 waren die Weiden schon so ausgedehnt, dass in diesem Jahr 450.000 Felle exportiert werden konnten, was nach DEAN (1995) auf eine Weidefläche von ca. 36.000 km² schließen lässt. Da zu dieser Zeit auch großflä-chig Kaffee angebaut wurde, können sich die Weiden aber nicht ausschließlich auf dem Terri-torium des heutigen Bundesstaates befunden haben (Anm. d. A.).

Bild 5.4.1 Serra dos Órgãos (um 1821/1825) Gemälde von J. M. Rugendas (1802-1858)

Als letzter bedeutsamer Aspekt ist die quali-

tative Degradation der Wälder durch die Jagd von wertvollen Tieren sowie die Entnahme von Or-chideen, Bromelien und Kakteen zu nennen. Be-reits Mitte des 19. Jahrhunderts kam es zum lo-kalen Aussterben diverser Affenarten in der Re-gion Nova Friburgo, und eine einzige Firma ex-portierte pro Jahr 100.000 bis 200.000 Orchideen nach Europa, die direkt aus den Wäldern entnom-men wurden (DEAN 1995).

5.4.4 Die Erschließung der Serra dos Órgãos

rste Ansiedlungen am Fuße der Serra dos Órgãos im heutigen Munizip Magé gehen

auf Schenkungen der portugiesischen Krone im Jahr 1567 zurück. Im Jahr 1696 erhielt die Sied-lung Magé das Gemeinderecht, und im 17. und 18. Jahrhundert entstanden weitere kleinere Siedlungen (DRUMMOND 1997). Zu Beginn des

18. Jahrhunderts wurden in den unteren Höhen-lagen der Serra mehrere Fazendas gegründet. Auf einer, der Fazenda da Barreira, wurde im Jahr 1713 die Kapelle Nossa Senhora da Con-ceição errichtet, die als bedeutendes Kultur-denkmal im unteren Teil des Nationalparks (Sede Guapimirim) erhalten ist (OSCAR 1991).

E

138 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Teresópolis geht auf eine kleine Siedlung zurück, die bereits in einer Karte von Baltasar da Silva Lisboa aus dem Jahr 1788 verzeichnet ist (VIEIRA 1942). Diese befand sich an einem Weg, der Magé mit Sapucáia in der Serra verband. Nach VIEIRA (1938) wurde dieser, wie auch an-dere kleinere Transportpfade, schon rund 100 Jahre zuvor regelmäßig benutzt. 1818 kaufte der Brite George March in der Nähe des heutigen Teresópolis die Fazenda dos Órgãos, die später in Fazenda March umbenannt wurde (FERREZ 1970). Teile der heutigen Stadt befinden sich auf dieser ehemaligen Fazenda, die Ackerbau und Viehwirtschaft betrieb, aber auch schon den Tou-rismus förderte und Naturwissenschaftler auf-nahm (RAHAL 1991). Weitere Fazendas wurden in den darauf folgenden Jahren in der Nähe des heutigen Teresópolis gegründet (OSCAR 1991).

Die Gemeindegründung von Teresópolis erfolgte 1855, die des gleichnamigen Munizips 1891 (RAHAL 1991). Für die Entwicklung der Stadt waren die Errichtung der ersten Telefon-leitung nach Magé im Jahr 1891 und deren Inbe-triebnahme 1898 (OSCAR 1991) sowie der Bau der Eisenbahnstrecke von Porto da Piedade im Norden der Guanabara-Bucht nach Várzea in Teresópolis von besonderer Bedeutung (Bild 5.4.2). Die Strecke wurde 1908 offiziell eröffnet (VIERA 1934). Die erste Straßenbeleuchtung er-hielt Teresópolis 1922 (RAHAL 1991), ein Jahr später wurde der Bahnhof eingeweiht und der öffentliche Bahnverkehr zwischen Rio de Janeiro und Teresópolis aufgenommen. Im Jahr 1939 eröffnete Präsident Vargas die Straße von Itaipa-va nach Teresópolis (VIERA 1940), die bis 1959 die Anbindung nach Rio de Janeiro sicherstellte. Im gleichen Jahr wurde auch der Nationalpark „Serra dos Órgãos“ gegründet.

Als weiteren Meilenstein der infrastrukturel-len Entwicklung von Teresópolis gab Präsident Kubitschek 1959 die Straße nach Rio de Janeiro als erste Direktverbindung frei (RAHAL 1991). Diese führt mittig durch den Nationalpark. Zwei Jahre zuvor sind die Schienen der Bahnlinie Rio de Janeiro - Teresópolis entfernt worden, um den Bau der Straße zu ermöglichen. Der Bahnverkehr wurde seitdem nicht mehr aufgenommen. 1974 wurde dann das Verbindungsstück zwischen Teresópolis und Porto Novo da Cunha als Teil der Fernstraße Rio de Janeiro - Bahia (BR-116), eine der wichtigsten Nord-Süd-Verbindungen Brasiliens, fertiggestellt (RAHAL 1991). Die letzte größere Straßenverbindung ist die Piste von Nova Friburgo nach Teresópolis, die 1974 asphaltiert und zur Bundesstraße RJ-130 aus-

gebaut wurde. Für die Region zwischen den bei-den Mittelzentren hat diese Straße sowohl aus landwirtschaftlicher als auch touristischer Sicht eine herausragende Bedeutung. So wurde der Transportweg für landwirtschaftliche Produkte aus dem Hinterland nach Teresópolis und Rio de Janeiro entscheidend verkürzt, zudem konnten fortan größere Lkw eingesetzt werden (RAHAL 1991). Entlang der Entwicklungsachse kam es zu einer verstärkten Ansiedlung von touristischen Einrichtungen und Condominio-Siedlungen. So entstanden größere Hotels, zum Teil mit Reit-anlagen und Swimming Pools, Golfplätze und Wochenend- und Feriensiedlungen. Der Prozess der touristischen Inwertsetzung ist bis heute im Gange.

Bild 5.4.2 Eisenbahnlinie Teresópolis – Leopoldina

(alte Postkarte)

Im Jahr 1828 begann die Königsfamilie Petró-polis, das aus einer Ansiedlung am Córrego Seco am Caminho Novo da Estrada Real hervorgegan-gen ist, zur Sommerresidenz auszubauen (FER-REZ 1970). Die Pläne lieferte der deutsche Bau-meister J. F. Koehler, die Stadtgründung erfolgte im Jahr 1843. Mit Fertigstellung der legendären Passstraße von Rio de Janeiro (Bau von 1842 bis

Kapitel 5: Ergebnisse 139 __________________________________________________________________________ 1851) und dem Bau der Eisenbahnlinie „Prince of Grão Pará“, die 1883 eingeweiht und später in Leopoldina umgetauft wurde, gewann die Stadt zusehends an Bedeutung (FERREZ 1970). Nach FERREZ (1993) wohnten ab Mitte des 19. Jahrhunderts zahlreiche wohlhabende Bürger von Rio de Janeiro zumindest zeitweise in Petrópolis. In Rio, wie auch in anderen Siedlungen der Küstenebene herrschten zu dieser Zeit äußerst schlechte sanitäre Verhältnisse, die zum Aus-bruch von Seuchen führten. Petrópolis hingegen wird in zeitgenössischen Berichten als sehr sau-ber, angenehm kühl und frei von Moskitos und Fieber beschrieben (BURTON 1869).

Petrópolis entwickelte sich zur aristokratischs-ten Stadt Brasiliens, mit dem Kaiserpalast (1845), anderen imposanten Bauwerken, Kathedralen, breiten Alleen und Parks (FERREZ 1993). Nach SANTOS (1957) drückt sich die herausragende Bedeutung der Region Petrópolis / Magé in der Kaiserzeit durch eine hervorragende Infrastruktur aus, die zu den besten des Landes gehörte. Neben der Passstraße und der Eisenbahnlinie waren dies eine sehr frühe Elektrifizierung und Straßenbe-leuchtung in Petrópolis, Dampfschifffahrt auf dem Rio Inhomirim sowie die erste Textilfabrik Südamerikas in Santo Aleixo. Die Straße zwi-schen Rio de Janeiro und Petrópolis erhielt als erste Straße Brasiliens einen Bitumenbelag. In der Stadt, wie auch in den abgelegenen Tälern um Petrópolis ließen sich seit Mitte des 19. Jahr-hunderts viele deutsche Siedler nieder. In Sied-lungen wie Mosella, Bingen, Ingelheim oder Rhenania betrieben sie Landwirtschaft.

Nova Friburgo, die dritte Munizip-Hauptstadt in der Serra, ist eine Gründung aus dem Jahr 1818. König Dom João VI siedelte rund 100 Fa-milien aus dem Schweizer Kanton Fribourg hier an, denen in den folgenden Jahren weitere Neu-siedler v.a. aus der Schweiz und aus Deutschland, Ende des 19. Jahrhunderts dann vornehmlich aus Italien, Spanien, Libanon, Japan und Ungarn folgten (FERREIRA 2002). Dieser Bevölkerungs-zuwachs führte 1890 zur Stadtgründung. Die Immigranten betrieben zunächst nach europäi-scher Tradition Viehwirtschaft und Ackerbau, später kam Gemüsebau hinzu. Mitte des 19. Jahr-hunderts stieg Nova Friburgo so zum bedeutends-ten Nahrungsmittelproduzenten der Region auf (DA GAMA-ROSA COSTA 2002).

Mit Inbetriebnahme der ersten Eisenbahnver-bindung im Jahr 1873 reduzierte sich die Fahrt-zeit von Rio de Janeiro nach Nova Friburgo von vormals vier Tagen auf vier Stunden (FERREIRA 2002). Von nun an gewannen Handel, Handwerk

(v.a. Schneidereien und Schuhmachereien) und der Sommertourismus zunehmend an Bedeutung (DA GAMA-ROSA COSTA 2002). 1911 und 1912 wurden von den deutschen Einwanderern P. J. Arp und M. Falck die beiden ersten Textilfabri-ken und 1925 die erste metallverarbeitende Fa-brik errichtet. Diese legten den Grundstein für ei-ne bis heute bedeutende Textil- und metallverar-beitende Industrie in Nova Friburgo (CORRÊA 1985).

Darüber, wie die mit der Erschließung und landwirtschaftlichen Nutzung der Serra dos Órgãos einhergehenden Waldverluste quantitativ zu bewerten sind, gibt es nur wenige verlässliche Angaben. Nach DUARTE DE BARROS (1956: 246) bedeckten die Waldflächen im Bundesstaat Rio de Janeiro im Jahr 1911 eine Fläche von 35.980 km². Dies entspricht knapp 85 % der Ge-samtfläche des Bundesstaates. Bis zum Jahr 1947 kam es zu einer (neuerlichen) großflächigen Ent-waldung, so dass 1947 gerade noch 3.480 km² Waldflächen verblieben waren. Dies sind ledig-lich 8,2% der Landesfläche und damit deutlich weniger als heute. Von allen brasilianischen Bun-desstaaten waren dies die prozentual höchsten Waldverluste in diesem Zeitraum. Zu berück-sichtigen ist dabei, dass Rio de Janeiro bis 1960 Hauptstadt Brasiliens und als Distrito Federal selbständig war. Die Fläche des Distrito Federal betrug 1.356 km² und ist in den genannten Zahlen nicht enthalten. Über die Qualität und Lage der zerstörten Waldflächen liegen ebenso wenige Informationen vor, wie für die Datengrundlage zur Ermittlung der Flächenverluste, so dass die Daten mit gewissen Unsicherheiten behaftet sind. Gleichwohl ist grundsätzlich von sehr hohen Waldverlusten auszugehen, die auch durch Daten der FUNDAÇÃO S.O.S MATA ATLÂNTICA/ INPE (1993) bestätigt werden, wonach im Jahr 1912 noch 81% der Fläche des Bundesstaates bewaldet war, 1960 jedoch gerade noch 25%.

Die Ursachen für die großflächige Entwal-dung in diesem kurzen Zeitraum sind vielfältig und vor dem Hintergrund einer aktiven Einwan-derungspolitik und damit in Verbindung stehen-der Industrialisierung, Urbanisierung, und Aus-weitung landwirtschaftlicher Produktionsstand-orte zu sehen. So werden in Brasilien im Jahr 1913 die höchsten Einwanderungszahlen in der Geschichte erreicht. In der Stadt Rio de Janeiro lebten 1914 bereits rund 1 Million Menschen (PRUTSCH 1996).

Es liegen keine Untersuchungen darüber vor, wie sich der Bevölkerungszuwachs lokal und re-gional auf die Landnutzung ausgewirkt hat und

140 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ welchen Anteil die Landwirtschaft an der Ent-waldung hatte. Unstrittig ist jedoch, dass sie nicht der einzige bedeutende Faktor war. So wurde auch in größerem Umfang Holz für die Eisen-bahnen und die neu entstandenen Fabriken be-nötigt, so dass die Eisenbahngesellschaften um 1904 mit der Anpflanzung von Eukalyptus zur Holzkohlegewinnung begannen (DEAN 1995). Zahlreiche neue Straßen erschlossen bislang ab-gelegene, bewaldete Gebiete und schließlich be-gann in der Stadt Rio de Janeiro 1903 unter dem Motto „Rio zivilisiert sich“ eine Stadtsanierung, in deren Folge die ärmeren Bevölkerungsschich-ten aus dem Innenstadtbereich hinausgedrängt wurden und diese die bewaldeten Hügel der Stadt (morros) besiedelten (PRUTSCH 1996).

In den 1950er Jahren entwickelte sich die Süd-Südost-Achse Brasiliens zum wirtschaftli-chen Motor des Landes, wobei São Paulo und Rio de Janeiro die Führungsrolle innehatten. Zwi-schen 1950 und 1970 wuchs die Einwohnerzahl des Bundesstaates Rio de Janeiro von 4,7 auf 9,0 Millionen. In diesem Zeitraum wurden auch die höchsten jährlichen Zuwachsraten von 3,46 % (1950/60) bzw. 3,13 % (1960/70) erreicht (FUN-DAÇÃO CIDE 2007). Viele Zuwanderer zogen aus dem armen Nordosten nach Rio de Janeiro, wo vermeintlich bessere Lebensbedingungen herrschten. Mit dem Umzug des Regierungssitzes nach Brasilia im Jahr 1960 verlor Rio de Janeiro jedoch an politischer und wirtschaftlicher Bedeu-tung, und São Paulo übernahm die wirtschaftliche Vormachtstellung. In der Folge sank der Bevöl-kerungszuwachs im Bundesstaat Rio de Janeiro

von 2,3% (1970/1980) auf 1,15% (1980/1990) bzw. 1,3% (1990/2000) (FUNDAÇÃO CIDE 2007).

In den Munizipien Petrópolis, Teresópolis und Nova Friburgo wuchs die Bevölkerungszahl zwi-schen 1950 und 2000 gleichermaßen beträchtlich. Besonders eindrucksvoll ist dies in der Bevölke-rungsdichte der Munizipien dokumentiert, die sich in Petrópolis in dieser Zeit fast verdreifacht, in Teresópolis und Nova Friburgo annähernd ver-vierfacht hat (siehe Tab. 5.4.1). Teresópolis und Nova Friburgo erreichten so Bevölkerungsdich-ten von 179 bzw. 185 E./km², Petrópolis gar von 359 E./km².

Im dünn besiedelten und landwirtschaftlich geprägten Munizip Cachoeiras de Macacu am Fuß des Gebirges kam es im gleichen Zeitraum ebenfalls zu einer Verdreifachung der Bevölke-rungsdichte, jedoch auf deutlich niedrigerem Ni-veau, während sich diese im Munizip Guapimi-rim mehr als verfünffachte. Die weitaus höchsten Zuwächse verzeichnete jedoch Magé, wo sich die Bevölkerungsdichte von 77 E./km² im Jahr 1950 auf 532 E./km² im Jahr 2000 nahezu versieben-fachte. Die Ursache für den besonders hohen Zu-wachs ist in einem anhaltenden Sub- bzw. Desur-banisierungsprozess der Metropole Rio de Janei-ro zu sehen, der zur Herausbildung einer Ent-wicklungsachse in Richtung Magé / Petrópolis geführt hat. Diese Achse konterkariert die gegen-wärtigen Naturschutzstrategien der IBAMA, da sie das Schutzgebiets-Verbundsystem (vgl. Kap. 3.2.5) in Süd-Nord Richtung durchschneidet (IBAMA 2006).

Tab. 5.4.1 Bevölkerungsdichte 1950-2000 und absolute Bevölkerungszahl 2005 (gerundet) in Munizipien der Serra dos Órgãos, der Metropolregion Rio de Janeiro und dem Bundesstaat RJ. (nach Fundação CIDE (http://www.cide.rj.gov.br und CIDE 2007)

Munizip 1950 E./km²

1960 E./km²

1970 E./km²

1980 E./km²

1991 E./km²

2000 E./km²

2005 E. abs.

Teresópolis 45 68 95 128 156 179 148.700

Petrópolis 126 177 230 286 329 359 305.400

Nova Friburgo 51 75 97 132 179 185 177.300

Magé 77 130 255 371 424 532 231.400

Guapimirim 19 24 40 64 77 105 44.000

Cach. de Macacu 17 28 35 37 42 51 53.600

Metropolregion*) 555 850 1.201 1.529 1.711 1.910 11.331.400

RJ gesamt 106 153 205 257 291 328 15.354.200

*) Die Região Metropolitana umfasst die gesamte Agglomeration Rio de Janeiro

Kapitel 5: Ergebnisse 141 __________________________________________________________________________ Betrachtet man die Landnutzung im gesamten Bundesstaat Rio de Janeiro in den Jahren 1994 und 2001, so ist ein deutlicher Rückgang der ge-schlossenen Regenwälder von 16,6% auf 9,6% festzustellen. Gleichzeitig nahmen die Weideflä-chen um rund 5% auf nunmehr fast 50% der Ge-samtfläche zu. Deutliche Verschiebungen gab es weiterhin bei der Sekundärvegetation (Capoei-ras) und der besiedelten Flächen, die um 3,0% bzw. 2,1% zunahmen (siehe Tab. 5.4.2). Für den gesamten Bundesstaat setzt sich demnach der

Trend einer flächenmäßig wachsenden Viehwirt-schaft und Verstädterung fort, der primär auf Kosten geschlossener Waldflächen geht.

Für die Gebirgsregion liegen keine spezifi-schen Daten zur Landnutzung vor. Da sich die 1994 verbliebenen Regenwälder im Bundesstaat Rio de Janeiro jedoch fast ausschließlich in der Serra do Mar (mit der Serra dos Órgãos) und Serra de Mantiqueira befanden, müssen die größten Waldverluste bis 2001 dort stattgefun-den haben.

Tab. 5.4.2 Landnutzung im Bundesstaat Rio de Janeiro 1994 und 2001 (nach Tribunal de Contas do

Estado do Rio de Janeiro 2005)

Landnutzung Fläche (km²) 1994

Anteil % 1994

Fläche (km²) 2001

Anteil % 2001

Weiden 19.556 44,5 21.669 49,4

Geschlossene Regenwälder 7.291 16,6 4.211 9,6

Sekundärvegetation 6.814 15,5 8.071 18,5

Ackerflächen (inkl. Gemüse) 4.135 9,5 4.167 9,5

Restingas, Mangroven, Strandvegetation, Várzeas 1.900 4,3 1.579 3,6

Besiedelte Fläche 1.846 4,2 2.763 6,3

Wasserkörper 995 2,3 921 2,1

Fels, Campos de Altitude 241 0,5 175 0,4

Brachen 506 1,2 132 0,3

sonstige 39 0,1 132 0,3

Nicht erfasste Flächen 586 1,3 0 0,0

Summe 43.909 100 43.820 100

5.4.5 Historische Befunde für den Nationalpark „Serra dos Órgãos“ Obere Höhenstufe (oberhalb des Parkeingangs Teresópolis) Mit der Errichtung der Fazenda March im Jahr 1818 fanden erste wissenschaftliche Exkursionen in den oberen Gebirgslagen statt und der Som-mertourismus begann sich zu etablieren. Auf-zeichnungen früher wissenschaftlicher Besuche und Exkursionen sind nach RAHAL (1991) und OSCAR (1991) aus den Jahren 1836 und 1841 be-kannt. Ab 1850 entwickelte sich die Bergregion um Teresópolis dann zum Rückzugsgebiet und temporären Wohnsitz der Eliten der Stadt Rio de Janeiro. Nach FERREZ (1970) war dies neben dem schwierigen Relief der Grund dafür, dass die

oberen Gebirgslagen bis dahin von größeren Ent-waldungen verschont blieben.

Im Bereich der Fazenda March (heute Teresó-polis) stellen Gemälde aus der Zeit zwischen 1835 und 1855 unter anderem Rinder- und Schaf-weiden, Pferdekoppeln, Maisanbau und Teeplan-tagen dar (verschiedene Darstellungen in FERREZ 1970). Das Aquarell eines unbekannten Künstlers aus dem Jahre 1839 zeigt eine Maispflanzung (Bild 5.4.3). Der deutsche Maler Friedrich Hage-dorn (1852) stellt in seinem 1852 entstandenen Ölgemälde Pferdekoppeln im heutigen Stadtteil Alto in unmittelbarer Nähe zum Nationalpark dar. Deutlich zu erkennen sind teilweise entwaldete Hügel (Bild 5.4.4).

142 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ In der Zeit zwischen 1850 und 1939 entwickelte sich Teresópolis zu einer wohlhabenden Klein-stadt. Neben Wissenschaftlern erkundeten nun zunehmend auch Touristen und Bergsteiger die Wälder der oberen Gebirgsstufe. Historische Fo-tografien aus den Jahren zwischen 1865 und 1890 zeigen, dass die Wälder im Bereich der heutigen Stadtteile Varzea und Alto zu dieser Zeit bereits großflächig gerodet sind (verschiedene Fotogra-fien finden sich im Museo Imperial in Petró-polis). Für die Höhenlagen des heutigen Natio-nalparks sind flächenhafte Beeinträchtigungen durch Abholzungen, Brände oder landwirtschaft-liche Nutzungen innerhalb dieses Zeitraums hin-gegen nicht bekannt. Fotografien zwischen 1920 und 1940 zeigen Bergsteiger und Jagdexkursio-nen im heutigen Parkgebiet (Bilder 5.4.5 bis 5.5.7). In Bild 5.4.8 ist zu erkennen, dass es im Bereich von Transportwegen zu kleineren Rut-schungen kam, womit sich die teilweise gestörten Bodenprofile erklären lassen (siehe Kap. 5.5).

Nach Gründung des Nationalparks im Jahr 1939 fanden bis 1950 räumlich begrenzte Ein-griffe in Waldbestände durch die Errichtung der Parkinfrastruktur statt. Zu nennen sind insbeson-dere der Ausbau eines alten Weges zur Parkstra-ße, das Anlegen von Wegen, Pfaden und Brü-cken, der Bau von Häusern und Hütten und eines Staubeckens, welches heute als Naturschwimm-bad genutzt wird (Bild 5.4.9). Einige Gebäude, die aufgrund knapper Finanzmittel in den 60er und 70er Jahren verfielen, wurden in den 90er Jahren wieder aufgebaut (IBAMA 2006).

Größere Brände sind aus den Jahren 1949, 1955 und 1959 bekannt. Das größte Feuer wurde von Wanderern verursacht. Es zerstörte große

Teile der Wälder im Nordosten des Parks. Der Brand von 1959 wurde durch ein Feuerwerk zur Feier des Endes des Straßenausbaus ausgelöst. Es zerstörte die Vegetation im Bereich des Morro do Escalavrado (IBDF 1980).

Untere und mittlere Höhenstufe (ca. 50 bis 800 m ü. M.) In der mittleren und unteren Gebirgsstufe deuten zahlreiche historische Quellen auf eine frühe flä-chenhafte Entwaldung großer Teile des heutigen Parkgebietes hin. Zuvor wurden in diesem Zu-sammenhang bereits die Zuckerrohrplantagen und Brennholzgewinnung im heutigen Munizip Magé gegen Ende des 17. Jahrhunderts sowie die Kaffeeplantagen des 19. Jahrhunderts genannt, deren räumliche Ausdehnung jedoch nicht genau abgegrenzt werden kann. Noch heute finden sich in den Wäldern Kaffeepflanzen.

Historische Belege für die Landnutzung und Besiedlung finden sich auch hier in Form zeit-genössischer Gemälde. So zeigt das Bild eines unbekannten Künstlers aus dem Jahr 1839 den Anbau von Zuckerrohr in Frechal (heute Bana-nal) am Fuße der Serra dos Órgãos am Bananal-Fluss (Bild 5.4.11).

Zwischen Porto da Piedade an der Guanabara-Bucht und der Fazenda March (Teresópolis) ver-liefen seit dem späten 18. Jahrhundert verschie-dene Wegeverbindungen, die über Magé und Fre-chal führten (Abb. 5.4.1). An einem dieser Wege lagen zwischen Frechal und der Fazenda March die Kommunen Barreira und Garrafão, die sich heute innerhalb der Parkgrenzen befinden.

Bild 5.4.3 Maisanpflanzung auf der Fazenda March,

Gemälde eines unbekannten Künstlers (1839); Sammlung Gilberto Ferrez (aus Ferrez 1970)

Bild 5.4.4 Gemälde von Friedrich Hagedorn (1852). Zu erkennen sind Pferdekoppeln und ein-zelne Gebäude im heutigen Stadtteil Alto (Sammlung “Hispanic Society of America”; aus Ferrez 1970)

Kapitel 5: Ergebnisse 143 __________________________________________________________________________

Bilder (von oben links nach unten rechts):

5.4.5 Bergsteiger, 30er Jahre (Archiv Centro Excursionista Brasileiro)

5.4.6 Besteigung des Dedo de Deus, 1932 (Archiv Centro Excursionista Brasileiro)

5.4.7 Jagdexkursion, 30er Jahre (Archiv NP Serra dos Órgãos)

5.4.8 Transportweg durch den Nationalpark, bei Teresópolis (Archiv Aderito A. Alves)

5.4.9 Bau des Staubeckens im Park in den 40er Jahren (Quelle: Archiv Aderito A. Alves)

5.4.10 Arbeiten in der Fazenda Barreira, NP Serra dos Órgãos (Archiv NP Serra dos Órgãos)

144 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Bild 5.4.11 Zuckerrohranbau in Frechal am Fuße der Serra dos Órgãos, Gemälde eines unbekannten Künstl-

ers (Ausschnitt; 1839); Sammlung Gilberto Ferrez (Ferrez 1970) (oben)

Bild 5.4.12 Alte Kolonialstraße unterhalb des Dedo de Deus bei Garrafão, Fotografie von Marc Ferrez (1855); aus Ferrez 1970 (unten links)

Abb. 5.4.1: Der Ausschnitt einer Karte von Ferrez (1970) zeigt die verschiedenen Wege im 18. und 19. Jahr-hundert von der Guanabara-Bucht in die Serra dos Órgãos (March = Teresópolis, Córrego Sêco = Petrópolis, Frechal = Bananal)

Kapitel 5: Ergebnisse 145 __________________________________________________________________________ Zeugnisse früher Besiedlung finden sich im Be-reich des heutigen Parkeingangs Guapimirim. Neben der Kapelle „Nossa Senhora da Concei-ção do Soberbo“ sind auch das historische Mar-tius-Museum sowie die Ruinen der 1844 gegrün-deten Fazenda „Barreiro do Soberbo“ nationale Kulturdenkmäler. Zur Bekämpfung der Malaria wurden auf der Fazenda Mitte des 19. Jahrhun-derts großflächig Chinarindenbäume zur Chinin-gewinnung gepflanzt. Später entstand die Kom-mune Barreira in unmittelbarer Nähe zur Kapelle und auch die Bahntrasse von Porto da Piedade nach Teresópolis verlief durch das heutige Park-gebiet. Noch heute finden sich dort alte Eisen-bahnbrücken und Schienenstränge. Eine Fotogra-fie, wahrscheinlich aus den 30er oder 40er Jahren des 20. Jahrhunderts, zeigt Planierarbeiten auf den Ländereien der Fazenda (Bild 5.4.10).

Die Kommune Garrafão, oberhalb von Bar-reira geht auf eine Siedlung von rund 90 Som-

merhäusern zurück (IBAMA 2006, Plano de Manejo). Im Umfeld der Kommune wurden spä-ter verschiedene landwirtschaftliche Produkte an-gebaut. Heute ist dort nach Angaben der IBAMA kein Bevölkerungswachstum und keine Ausdeh-nung der Gemeindefläche zu verzeichnen.

Entlang der alten, von Sklaven errichteten Ko-lonialstraßen entstanden Mitte des 19. Jahrhun-derts verschiedene Gebäude und Fazendas. Ein Foto aus dem Jahr 1855 zeigt ein Gebäude unter-halb des Dedo de Deus in der Nähe von Garrafão (Bild 5.4.12). Hinter dem Gebäude ist eine Ro-dungsfläche zu erkennen. Dies belegt, dass es auch in höher gelegenen Teilen des Gebirges schon früh zu lokalen Rodungen kam. Ein weit-aus größerer Eingriff in den Park erfolgte aber erst rund 100 Jahre später mit dem Bau der BR-116 von Rio de Janeiro nach Teresópolis.

5.4.6 Historische Befunde für die Agrarlandschaft nordöstlich von Teresópolis

nthropogene Eingriffe in Regenwälder ha-ben in der Gebirgslandschaft wahrscheinlich

schon lange vor der Kolonialisierung stattge-funden. Wie zuvor dargestellt, haben frühe Jäger- und Sammler-Kulturen den heutigen Bundesstaat Rio de Janeiro seit dem frühen Holozän besiedelt und sind dabei auch in höhere Gebirgsregionen vorgedrungen. Prähistorische Funde, wie das im Tal des Rio Formiga bei Mottas von einem Ortsansässigen entdeckte neolithische Steinwerk-zeug (Bild 5.4.13) zeugen von der präkolonialen Geschichte. Zeugnisse prähistorischer Siedlungen gibt es in der Bergregion jedoch nicht.

Im Gegensatz zur Küstenregion fand die landwirtschaftliche Erschließung der Bergregion sehr viel später statt und lässt auch keine charakteristischen Anbauzyklen erkennen. Zwi-schen Teresópolis und Nova Friburgo siedelten sich erste Fazendas erst gegen Ende des 19. Jahrhunderts an. Westlich von Nova Friburgo ist zu dieser Zeit ein Anbau von Bataten und Bohnen bekannt, die in der Stadt vermarktet wurden. Um 1880 wanderten viele Familien aus Italien in die Region um Venda Nova / Bom Successo ein, wovon Familiennamen wie Gallo, Lippi, Granito oder Dallia zeugen. Später zog es auch portugiesische und spanische Einwanderer in das Gebiet (mdl. Mitteilungen von Herrn E. Ponte, Landwirtschaftsschule Venda Nova).

Historische Dokumente und Bilder belegen, dass die Landnutzung auf den Fazendas in Art und Intensität sehr unterschiedlich war. Der Kaffeeanbau hatte in der Region keine größere Bedeutung. Vielmehr standen die Fazendas zunächst in der Tradition und Erfahrungen ihrer Herkunftsländer.

Bild 5.4.13 Neolithisches Steinwerkzeug (Fund aus

dem Tal des Rio Formiga)

Umfangreiche Aufzeichnungen und Doku-mente sind im Museo Lippi in Venda Nova

A

20 cm

146 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ zusammengetragen. Die Fazenda Lippi wurde im Jahr 1885 gegründet und umfasste eine Fläche von 340 ha im Bereich des Rio das Bengalas nördlich von Venda Nova. In den ersten Jahren wurden verschiedene Kulturen angebaut und lo-kal vermarktet (=Venda). 1910 begann man dann mit dem großflächigen Anbau von Quitten, die für die Produktion von Marmelade genutzt wur-den (Bild 5.4.14). Die Quitten wurden mit Eseln nach Rio de Janeiro transportiert und dort wei-terverarbeitet. Nach einem verheerenden Schäd-lingsbefall wurde der Anbau jedoch bereits im Jahr 1935 wieder eingestellt und der Betrieb in eine Mischnutzung mit verschiedenen Gemüse-sorten und Weideflächen überführt.

Kaffee wurde seit 1890 kleinflächig angebaut, erlangte jedoch zu keiner Zeit eine größere wirt-schaftliche Bedeutung, sondern diente primär der Subsistenzwirtschaft und dem Tauschhandel. Noch heute finden sich in den Waldfragmenten häufig Kaffeepflanzen. Fotos aus den späten 20 und 30er Jahre zeigen, dass die Hänge und Kuppen um die Venda bereits zu dieser Zeit großflächig entwaldet waren (Bild 5.4.15).

Bild 5.4.14 Rechnung über einen Quittenhandel aus

dem Jahr 1927 (Privatarchiv Museo Lippi) Die Fazenda Conceição, zu der das gesamte Ein-zugsgebiet des Córrego Sujo gehörte, wurde erst

um 1950 gegründet. Die Fazenda wurde über Wasserenergie versorgt, wozu ein Zufluss des Córrego Sujo aufgestaut wurde. In der topogra-phischen Karte 1:50.000 Teresópolis aus dem Jahr 1983 ist der Stausee noch verzeichnet, der heute jedoch nicht mehr existiert. Bis 1970 wurde das Anwesen nicht bewirtschaftet und die Flä-chen dienten der Landspekulation. Dann wurde die Fazenda aufgelöst und in viele Mikrositios mit einer durchschnittlichen Größe von 3 bis 4 ha aufgeteilt und verkauft, wobei auch mehrere Par-zellen erworben werden konnten. Damit begann eine intensive Nutzung mit Viehwirtschaft und Agrumenanbau in Hanglagen und Gemüsebau in den Auen und intramontanen Becken.

Durch den Ausbau der Verbindungsstraße Teresópolis – Nova Friburgo zur RJ-130 im Jahr 1977 wurde die Vermarktung der Produkte nach Rio de Janeiro entscheidend verbessert, wodurch sich die Region zu einer wichtigen Gemüse- und Obstbauregion entwickeln konnte. Zudem gewann auch der Tourismus an Bedetung.

Eine wesentliche Folgerung hinsichtlich des Zusammenhangs zwischen Landnutzung und Landschaftsdegradation ist, dass die Bergregion im Hinterland von Teresópolis erst spät land-wirtschaftlich erschlossen wurde und bis Mitte des letzten Jahrhunderts durch eine sehr hetero-gene Bewirtschaftung geprägt war. In der späten Erschließung ist die wesentliche Ursache dafür zu sehen, dass Großformen der Bodenerosion wie Gullies im Vergleich zum Vorgebirge und Ge-birgsfuß, wo die Wälder bereits früh für den Schiff- und Siedlungsbau gerodet und anschlie-ßend durch Zuckerrohr- und Kaffeeplantagen er-setzt wurden, deutlich seltener auftreten und we-niger ausgeprägt sind.

Innerhalb des Landschaftsraumes bestehen je-doch deutliche Unterschiede in den Degrada-tionsintensitäten, die neben naturräumlichen Fak-toren vor allem auf die räumliche Lage und den dadurch bedingten Zeitpunkt der Erschließung sowie die historische und aktuelle Bewirtschaf-tung zurückzuführen sind. So ließ sich mittels Satellitenbildern und Geländebefahrungen nach-weisen, dass in unmittelbarer Umgebung der Städte Teresópolis und Nova Friburgo sowie ent-lang der Hauptverkehrsachsen die Entwaldung weiter fortgeschritten ist und Gullies in verstärk-tem Maße auftreten, während diese in den später erschlossenen Seitentälern, wie dem Córrego Sujo, deutlich seltener vorkommen. Auf diesen Aspekt wird im Zusammenhang mit der aktuellen Landschaftsdegradation im Munizip Teresópolis in Kapitel 5.6 noch näher eingegangen.

Kapitel 5: Ergebnisse 147 __________________________________________________________________________

Bild 5.4.15 Venda Nova in den frühen 30er Jahren. Im Hintergrund erkennbar: Charakteristische, teilweise

gerodete Bergkuppe. (Foto: Privatarchiv Museo Lippi) 5.5 Bodengeographisch-geomorphologische Detailuntersuchun-

gen im Nationalpark und Waldfragmenten der Agrarlandschaft Zusammenfassung: Bodengeographisch-geo-morphologische Untersuchungen wurden im Nationalpark „Serra dos Órgãos“ und in vier Fragmenten des Berglandes nordöstlich von Te-resópolis mit dem Ziel durchgeführt, Aussagen über die Boden- und Landschaftsgenese sowie den anthropogenen Einfluss auf verschiedene Re-genwaldstandsorte treffen zu können.

In den oberen Höhenlagen finden sich im Luv des Gebirges unter Wald junge Gebirgsböden, vornehmlich Dystric Cambisols, die auf Fest-gestein oder Gesteinszersatz entwickelt sind. In den höchsten Lagen der Campos de Altitude so-wie in exponierten Steillagen sind schwach ent-wickelte Dystric Leptosols und kleinräumig Re-gosole anzutreffen. In den tieferen Gebirgslagen dominieren Dystric Cambisols, die im Falle der untersuchten Profile Merkmale kolluvial umgela-gerter Böden erkennen lassen.

Die vom Menschen nicht unmittelbar beein-flussten Böden der Höhenlagen über 1.000 m ü. M. lassen eine Anreicherung von organischer Substanz erkennen; entsprechend höher im Ver-gleich zu den Unterböden ist auch die potentielle Kationenaustauschkapazität (KAKpot). Phosphate und Kalium sind im Oberboden nur in bescheide-

nem Maße gespeichert. Die pH-Werte (1 M KCl) liegen im sauren Bereich und nehmen im Profil nach unten hin zu. Bodenabträge finden vor al-lem in Form von Kriechdenudation und Runsen-spülung statt. Trotz einer relativen Stabilität ge-genüber Abträgen durch einen dichten Kro-nenschluss und ein dichtes Wurzelgeflecht kommt es durch das Umstürzen alter Bäume und durch Bioturbation zu einer Durchmischung des Boden-materials, wodurch auch Feinboden an die Ober-fläche gelangt und abgespült wird.

Anthropogene Einflüsse sind in den Höhenla-gen über 1.000 m ü. M. nur kleinräumig nachzu-weisen. Im Nordosten des Parks haben nach den historischen Aufzeichnungen zwischen 1949 und 1959 drei Brände gewütet, was an Brandspuren im Boden deutlich zu erkennen ist. Hinweise für eine komplette Überformung größerer Bereiche durch eine landwirtschaftliche Nutzung (etwa Kaffeeanbau) gibt es nicht.

Für die Höhenstufe zwischen 300 und 600 m ü. M. ist ein ungleich größerer anthropogener Einfluss durch historische Nutzungen ersichtlich. Charakteristische Bodentypen sind kolluvial um-gelagerte Cambisole unter Wald sowie rote Fer-ralsole, die primär im Bereich von Siedlungen

148 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ und an Straßenaufschlüssen lokalisiert wurden. Es ist davon auszugehen, dass es dort durch an-thropogene Eingriffe zu einem Abtrag der brau-nen Oberböden (Profilkappung) gekommen ist. Dies wiederum lässt den Schluss zu, dass Cam-bisole vor der anthropogenen Überprägung flä-chendeckend vorhanden waren.

Die vier Waldfragmente lassen deutliche Spu-ren von Brandrodung und eine teilweise Vornut-zung erkennen. Dabei sind sowohl zwischen als

auch innerhalb der Fragmente Unterschiede in der Bodenentwicklung und -degradation sicht-bar. Zudem spiegeln die Vegetationsstruktur und die Wuchshöhen der Bäume eine Heterogenität der Fragmente, mit älteren und jüngeren Baum-beständen, wider. Es handelt es sich daher über-wiegend – möglicherweise auch ausschließlich – um Waldbestände verschiedener Sukzessions-stadien nach anthropogener Nutzung, und nicht um Relikte ehemals zusammenhängender Wälder.

5.5.1 Bodenkundlich-geomorphologische Untersuchungen im Nationalpark

„Serra dos Órgãos“

ie Untersuchungen wurden in den zugäng-lichen Teilen des Nationalparks, überwie-

gend in der Höhenstufe zwischen 1.000 und 2.100 m ü. M. durchgeführt. Vom Eingang Tere-sópolis aus ließen sich entlang der Hauptwander-wege Proben an Aufschlüssen nehmen, zudem er-folgte eine Beprobung in ungestörten Standorten abseits der für Touristen ausgewiesenen Pfade, überwiegend in den botanischen Plots des Projek-tes BLUMEN. Vom Eingang Guapimirim konn-ten entlang von Pfaden Proben in der Höhenstufe zwischen 300 und 600 m entnommen werden. Höhenstufe zwischen 1.000 und 2.100 m ü. M. In den Höhenzügen sind drei Hauptbodentypen anzutreffen: junge, schwach entwickelte Lepto-sole (Neossolos Litólicos) in den höchsten Ge-birgslagen und im Bereich von Steilhängen, Cambisole (Cambissolos), als dominierende Bö-den unter Waldbedeckung, sowie Ferralsole (La-tossolos), die vor allem in anthropogen überpräg-ten Standorten vorkommen. Daneben finden sich kleinräumig Regosole auf Gesteinsgrus.

Leptosole sind als Initialstadien der Bodenbil-dung die vorherrschenden Böden der obersten Gebirgslagen, wo Sträucher und Gräser die orga-nische Auflage nutzen. Sie sind die charakteris-tischen Böden der „Campos de Altitude“, dane-ben aber auch im Bereich sehr steiler Hänge (>40°) verbreitet. Die sehr flachgründigen Böden besitzen ein A-C-Profil, manchmal ist ein dünner B-Horizont eingeschaltet. Charakteristisch sind neben dem hohen Anteil an organischem Mate-rial, das für eine tief braune bis schwarze Fär-bung sorgt (Munsell-Farbe: 10YR 1 bis 2), ein hoher Skelettanteil, eine dunkle Humusauflage

und ein dichter Wurzelfilz, der die anorganischen und organischen Partikel miteinander verklebt. Die Böden sind wegen ihres hohen Sand- und Skelettanteils sehr locker gelagert und besitzen ein Einzelkorngefüge.

Unterhalb des Pedra do Sino wurde auf 2.100 m ü. M. ein Leptosol beprobt (Profil 10, Tab. 5.5.1). Die Bodenart ist ein schwach leh-miger Sand mit einem hohen Sandanteil von 72,4%, einem Schluffanteil von 21,9% und einem Tonanteil von lediglich 5,3%.

Der pH-Wert (0,1 n KCl) ist mit 3,69 auf-grund des sauren, granitoiden Ausgangsgesteins erwartungsgemäß sehr niedrig. Zudem erfolgt ei-ne weitere Absenkung des pH-Wertes durch den biologischen Abbau und die Ausscheidungen von Pflanzenwurzeln (H+-Abgabe der Wurzeln bei der Kationenaufnahme).

Die geringe potenzielle Kationenaustauschka-pazität (KAKpot) von 22,6 mmol/100g Boden und die Basensättigung von 2,9% sprechen für einen geringen Gehalt an sorptionsstarken Dreischicht-tonmineralen und korrespondieren mit dem nie-drigen pH-Wert. Es ist davon auszugehen, dass der organischen Substanz, deren Anteil in Pro-fil 10 bei 9,6% liegt, ein bedeutender Anteil am Kationenaustausch zukommt. Auf Grundlage der diagnostischen Merkmale ist der Boden als „Dys-tric Leptosol“ anzusprechen.

Die Phosphat- und Kaliumgehalte liegen mit 2,8 mg P2O5/100g bzw. 10,8 mg K2O/100g über denen der alten, ausgelaugten Böden des Berg-landes und der Küstenebene, was für eine Nähr-stoffnachlieferung aus dem Ausgangsgestein und -speicherung in der Biomasse spricht. Für die Phosphate ist zudem eine Mobilisierung durch organische Säuren aus Wurzelausscheidungen zu berücksichtigen.

D

Kapitel 5: Ergebnisse 149 __________________________________________________________________________ Tab. 5.5.1: Profil-Nr. 10, Dystric Leptosol, unterhalb des „Pedra do Sino“

Dystric Leptosol, unterhalb des Pedra do Sino (2.100 m ü. M.) Ah: 10cm; Farbe (Munsell): 10 YR 2/1

Korngrößen % Bodenchemische Kennwerte

Sand 72,4 pH (0,1M KCl) 3,69 gS 30,3 Cges (%) 5,50 mS 22,1 Organische Substanz (%) 9,60 fS 19,9 Corg/Nt-Verhältnis 10,80 Schluff 21,9 P2O5 (mg/100g) 2,80 gU 12,1 K20 (mg/100g) 10,80 mU 7,6 KAKpot (mmolc/100g Boden) 22,60 fU 2,2 Basensättigung (%) 2,90 Ton 5,8

*) Werte mit Ausnahme des pH gerundet Das enge Corg/Nt –Verhältnis im Ah-Horizont von 10,8 spiegelt eine hohe biologische Aktivität und einen hohen Anteil an Biomasse wider. Dies be-deutet, dass auch in den kühleren Höhenlagen ein rascher biologischer Abbau der organischen Sub-stanz erfolgt.

Mit den Leptosolen sind die Cambisole verge-sellschaftet, die den vorherrschenden Bodentyp unter Wald außerhalb der höchsten Gebirgslagen und steilsten Hänge darstellen. Alle im National-park beprobten Böden mit Ausnahme der Lepto-sole und Regosole sowie der unmittelbar durch den Menschen überprägten Böden im Bereich von Straßen und Bebauungen sind dystric Cambi-sols mit einer Basensättigung < 50%.

Cambisole sind sowohl auf Festgestein als auch auf Zersatz entwickelt. Charakteristisch für die Cambisole der Höhenlagen unter Wald sind eine geringe bis mittlere Entwicklungstiefe, eine intensive Durchwurzelung, eine geringe bis sehr geringe Lagerungsdichte sowie eine ebenfalls ge-ringe bis sehr geringe Verfestigung des Oberbo-dens (selten auch mittel). Hinsichtlich der Gefü-geformen herrschen auf sandigen Ausgangssub-straten Einzelkorngefüge vor, während bei höhe-ren Tongehalten Krümel- oder Subpolyedergefü-ge, bisweilen auch Kohärentgefüge vorkommen.

Der Oberboden ist auch nach Regenereignis-sen nur schwach feucht bis feucht (Feuchtegrad nach AG BODEN 2005), was auf die geringe Was-serspeicherkapazität der meist sandigen Substrate sowie eine rasche Wasseraufnahme durch die Pflanzen zurückzuführen ist (vgl. Anhang 1.3).

Die Humusauflage der untersuchten Böden beträgt zwischen 2 und 25 cm und besteht aus ei-ner aufliegenden Blattförna (L-Material), locker

verklebtem Of-Material sowie einer Oh-Lage. Die Mächtigkeiten der L- und Of-Lage schwan-ken stark in Abhängigkeit von der Reliefposition. Beziehungen zwischen der Mächtigkeit der orga-nischen Auflage und der Höhe über Meeresni-veau bzw. der Exposition ließen sich wegen des geringen Probeumfangs nicht nachweisen. Cha-rakteristisch für die Of- und Oh-Lagen ist ein meist sehr dichter Wurzelfilz, der den Boden in steilen Hanglagen vor Abträgen schützt.

Auffällig ist ein kleinräumiger Wechsel der Entwicklungstiefe der Böden, des anstehenden Materials (Festgestein, Zersatz), des Mikroreliefs, der Wasserverhältnisse, der Bodendeckung, der Humusauflage sowie der mikroklimatischen Ver-hältnisse. Exemplarisch ist dies am oberen Ab-schnitt einer Runse (1.450-1.500 m ü. M.) ge-zeigt (Abb. 5.5.1).

Das schematische Profil durch eine Runse zeigt, dass die Bodenabträge unter Wald durch einen dichten Kronenschluss sowie ein dichtes Wurzelgeflecht mit Wurzelfilz vergleichsweise gering sind. Allerdings bewirkt das Umstürzen alter Bäume mit ihren großen Wurzeltellern über längere Zeiträume eine nicht zu unterschätzende Durchmischung des Bodenmaterials. Beobachtet wurde, dass umgefallene Bäume Vertiefungen von bis zu 2 Metern Tiefe hinterlassen, die Wur-zelteller hoch nach oben ragen und die Stämme Schneisen in den Unterwuchs schlagen. Hier-durch wird der Boden lokal entblößt und durch Bodenwühler zusätzlich gelockert und durch-mischt. Der ungeschützte Feinboden ist so ver-stärkten Abträgen ausgesetzt. Zudem können durch das Umstürzen von Bäumen auch kleinere Rutschungen ausgelöst werden.

Kapitel 5: Ergebnisse 150 __________________________________________________________________________________________________________________

Abb. 5.5.1 Schematisches Profil einer Runse, PARNASO, 1450-1500 m ü. M.

Kapitel 5: Ergebnisse 151 __________________________________________________________________________

Erläuterungen zu Abb. 5.5.1:

(a) Im Steilhang entwickelt sich in einem Geländeeinschnitt eine Runse, die hangabwärts durch verstärkte Flu-vialerosion in eine talartige, steilwandige Hohlform übergeht. 7 Bodenprofile zeigen die unterschiedliche Ent-wicklungstiefe der Böden in verschiedenen Reliefpositionen. In P1 in der Tiefenlinie des oberen Steilhangs folgt unter dem flachgründigen Boden ein gelblich-brauner Zersatz (10 YR 4/4 bis 5/4) mit einer Mächtigkeit von 40 cm über dem Festgestein. Bei P2 jenseits der Tiefenlinie fehlt der Zersatz, so dass sich der flachgrün-dige Boden unmittelbar aus dem Anstehenden entwickelt. P3 bis P5 zeigen am Osthang bei ähnlicher Boden-auflage eine zunehmende Mächtigkeit des Zersatzes zur Tiefenlinie hin. In P4 wird der Einfluss des Hang-wassers durch eine Rostfleckung ab einer Tiefe von 50 cm erkennbar. Am Gegenhang fehlt in P6 wiederum der Zersatzhorizont, während dieser in einer etwas höheren Reliefposition in P7 ausgebildet ist. Es zeigt sich demnach, dass der Zersatz unterschiedliche Mächtigkeiten aufweist und auch gänzlich fehlen kann, ohne dass dies am Relief erkennbar ist. In der Tiefenlinie scheint er jedoch stets in einer größeren Mächtigkeit vor-handen zu sein. Dies belegt die maßgebliche Bedeutung des Hangabflusses und der subterranen Wasserbe-wegung bei der Ausbildung der Verwitterungsfront. Unterschiedliche Durchfeuchtungsverhältnisse führen zu verschiedenen Mächtigkeiten der Zersatzzone.

(b) Größere Baumwurzeln stabilisieren den Hang, während der dichte Wurzelfilz den Oberboden vor Abträgen schützt. Gleichwohl wird infolge der intensiven Niederschläge Bodenmaterial durch Kriechdenudation trans-portiert. Zusammen mit organischen Bestandteilen akkumuliert dieses vor den Stämmen, oberirdischen Wur-zeln und Blöcken. Das getreppte Mikrorelief entsteht durch einen verstärkten Abtrag zwischen den Bäumen hangabwärts, die Akkumulation des Materials vor den Stämmen und Wurzeltellern sowie einer allmählichen Freispülung der seitlichen und nach unten gerichteten Hauptwurzeln.

(c) Das vor den Hauptwurzeln zwischendeponierte Gemisch aus Feinboden und organischer Substanz wird bei Starkniederschlägen oder dann, wenn sich genügend Material angesammelt hat über die Wurzeln gespült und weitertransportiert.

(d) Der tiefgründig verwitterte Zersatz in der Tiefenlinie der Runse wird durch ober- und unterirdisch abfließen-des Wasser über lange Zeiträume ausgespült, so dass sich diese weiter eintieft. Das von den Seitenhängen abgespülte Feinbodenmaterial sammelt sich in der Vertiefung und wird fluvial weitertransportiert. Zudem akku-mulieren organisches Material - neben Blättern auch größere Totholzbestandteile wie Äste und Stämme – so-wie Steine und größere Blöcke in der Runse. Die Mächtigkeit der organischen Auflage erreicht rund 25 cm (zum Vergleich: 2-5 cm im Bereich der Hänge). Häufig zu beobachten sind gegen Nachmittag vom Tal her aufziehende Nebel.

Die laboranalytischen Ergebnisse von 10 unter-suchten Oberböden (0-20 cm) verschiedener Cambisole ungestörter Waldstandorte sowie drei gestörter Wegprofile in der Höhenstufe zwischen 1.000 und 1.500 m ü. M. zeigen in Bezug auf die bodenchemischen Eigenschaften trotz der klein-räumig wechselnden Verhältnisse wesentliche gemeinsame Merkmale. So liegen die pH-Werte (0,1 M KCl) aller Proben der ungestörten Stand-orte zwischen 3,75 und 4,17 und damit im stark bis sehr stark sauren Bereich, während die der drei Wegprofile von 3,69 bis 5,06 streuen und ein Spektrum von sehr stark sauer bis schwach sauer abdecken (Abb. 5.5.2).

Insgesamt zeigt sich eine durchgängig starke Versauerung der Oberböden in ungestörten Standorten, wohingegen an gestörten Wegprofi-len auch höhere pH-Werte vorkommen. Dies liegt wahrscheinlich darin begründet, dass im Be-reich der Böschungskanten durch Umlagerungs-prozesse lokal Material der weniger stark ver-sauerten Unterböden an die Oberfläche gelangt. Hierfür sprechen in der betroffenen Probe 12 der

auffällig hohe Anteil an Gesteinsstücken sowie ein höherer Kaliumgehalt und eine höhere Basen-sättigung (vgl. Tab. 5.4.2, P_NR 012). Der pH-Wert kann daher als ein Indikator für Störungen durch Umlagerungsprozesse in Betracht gezogen werden.

Der Anteil an Gesamtkohlenstoff (Cges LECO) beträgt im Mittel der 10 Proben 4,7 %, bei einem Maximum von 7,0, einem Minimum von 3,4, und einer Standardabweichung von 1,4 (siehe Tab. 5.5.2). Die organische Substanz variiert entspre-chend des Multiplikationsfaktors von 1,724 zwi-schen 5,9 und 12,1%. Das Corg/Nt-Verhältnis liegt bei allen Proben in einem engen Bereich zwi-schen 10,6 und 15,7, was auf eine grundsätzlich hohe biologische Aktivität hinweist.

Die relativ deutlichen Unterschiede der Ge-halte an organischer Substanz / Cges sind durch das Mikrorelief, die Exposition und die Höhe ü. M. zu erklären. Regelhaftigkeiten lassen sich auf-grund des kleinen Probenkollektivs nicht ablei-ten.

152 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Abb. 5.5.2 pH-Werte der Oberböden im Nationalpark mit Pufferbereichen nach ULRICH (1987) Die Gehalte an Cges und organischer Substanz der drei untersuchten Ah-Horizonte der Wegprofile liegen geringfügig unter dem Mittel der Proben aus den Plots; auch das Corg/Nt-Verhältnis ist mit 11,2 bis 12,0 etwas enger. Beides deutet auf eine durchweg hohe Abbaurate im Bereich der gut durchlüfteten Böschungen hin.

Die Phosphatgehalte sind aufgrund des sauren Ausgangsgesteins und des geringen Gehaltes an sorptionsstarken Dreischichttonmineralen erwar-tungsgemäß durchgängig gering. Allerdings streuen die Proben aus den Plots auf niedrigem Niveau deutlich (von 1,6 bis 12,3 mg/100 g). Dies liegt in zwei Sachverhalten begründet. Zum einen ist Phosphor im Boden heterogen verteilt, so dass die Gehalte kleinräumig stark schwanken können. Zum anderen wird Phosphor aus dem Ausgangsgestein primär aus Apatit freigesetzt, von den Pflanzen aufgenommen und allmählich in der Biomasse und im Oberboden angereichert. Durch Abtragungsprozesse bei gleichzeitig zu-nehmender Entfernung von der Verwitterungs-basis verarmt der Boden natürlicherweise an Phosphor; die Auswaschung aus dem Wurzel-raum ist hingegen minimal. Daher sind in jungen, schwach entwickelten Cambisolen etwas höhere Phosphatgehalte zu erwarten als in älteren Böden. Auf instabilen Hängen sind die Bodenabträge be-sonders hoch, womit entsprechend höhere Phos-phorverluste einhergehen. In Depressionen und an den Unterhängen kann es so zu einer Phos-phatanreicherung kommen.

In den 10 untersuchten Proben der ungestörten Standorte zeigt sich der Zusammenhang zwi-schen Pedogenese und Phosphatgehalt darin, dass die drei schwach entwickelten Cambisole der am höchsten gelegenen untersuchten Standorte auch die höchsten Phosphatgehalte aufweisen (Tab. 5.5.2, Proben 61-63). Dies spricht für eine junge Bodenentwicklung und eine relative Stabilität. Die in diesen Proben gleichermaßen hohen Ge-halte an organischer Substanz lassen vermuten, dass diese einen beachtlichen Teil des Phosphors bindet und zudem eine Phosphatmobilisierung durch organische Säuren aus Wurzelausschei-dungen stattfindet.

Die Kaliumgehalte liegen ebenfalls auf einem niedrigen Niveau, die Streuung ist allerdings ge-ringer als beim Phosphor. Eine Beziehung zwi-schen Bodenentwicklung und Kaliumgehalt lässt sich nicht ableiten, was einerseits auf den gerin-gen Probenumfang, andererseits auf die vielfäl-tigen Umsetzungen und im Vergleich zum Phos-phat höhere Mobilität von Kaliumverbindungen im Boden zurückzuführen ist.

Die KAKpot ist bei allen Proben gering, glei-ches gilt für die Basensättigung. Auf niedrigem Niveau bestehen wie beim Phosphat dennoch ge-wisse Unterschiede, die auf verschiedene Fakto-ren zurückzuführen sind. Besonders bedeutsam sind dabei der Gehalt an organischer Substanz, der Anteil und die Zusammensetzung der Ton-fraktion (Sorbenten) sowie die Nährstoffnachlie-ferung aus dem Gestein.

Fe (0–3,2)

Al/Fe (3,2–3,8)

Al (3,8–4,2)

Austauscher (4,2–5,0)

Silikat (5,0–6,2)

Pufferbereiche pH-Werte (0,1 KCl) der untersuchten Oberböden im NP "Serra dos Órgãos"

0

1

2

3

4

5

6

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13Probe-Nr.

*) Proben 1-10 aus Plots (0-20 cm), 11-13 Ah-Horizonte von gestörten Wegprofilen

pH

20 51 52 53 54 55 57 61 62 63 12 14 15

Kapitel 5: Ergebnisse 153 __________________________________________________________________________ Tab. 5.5.2 Bodenchemische Kennwerte der untersuchten Oberböden im Nationalpark „Serra dos Órgãos“

Oberböden der Plots (0-20 cm)

Plot P.-Nr. Höhe ü. M.

pH (0,1 M KCl)

Cges (%)

Org. Sub. (%)

Corg/Nt P2O5

(mg/ 100g)

K20 (mg/

100g)

KAKpot (mmolc/100g)

BS

1 051 1196 3,75 5,0 8,7 14,1 1,5 6,0 24,4 1,8

1 052 1196 3,75 3,4 5,9 12,5 1,5 4,2 21,8 1,5

2 053 1196 3,77 4,3 7,3 12,5 1,3 5,5 23,7 1,0

2 054 1196 3,84 3,5 6,1 11,9 1,2 6,3 18,3 1,7

7 061 1476 3,88 7,0 12,1 14,0 12,3 11,2 39,0 9,1

7 062 1476 4,17 4,5 7,8 11,0 6,2 5,3 37,7 2,0

8 063 1500 4,11 6,2 10,7 15,7 4,1 3,5 54,6 0,3

17 055 1130 3,90 3,4 5,9 11,4 2,3 9,3 18,7 3,9

18 057 1128 4,03 3,4 5,9 12,9 0,9 6,5 20,3 1,3

21 020 1193 3,75 6,2 10,7 10,6 3,3 13,7 36,4 3,9

Mittelwert --- --- 4,7 8,1 12,7 3,5 7,1 29,5 2,6

Median --- --- 4,4 7,6 12,5 1,9 6,1 21,1 1,7

Max. --- 4,17 7,0 12,1 15,7 12,3 13,7 54,6 9,1

Min. --- 3,75 3,4 5,9 10,6 0,9 3,5 18,3 0,3

Stabw. --- --- 1,4 2,3 1,6 3,5 3,3 11,9 2,5

Oberböden von Wegprofilen (Ah-Horizonte)

Plot P.-Nr. Höhe ü. M.

pH (0,1 M KCl)

Cges (%)

Org. Sub. (%)

Corg/Nt P2O5

(mg/ 100g)

K20 (mg/

100g)

KAKpot (mmolc/100g)

BS

Weg 015 1320 4,21 4,1 7,0 12,0 2,1 7,8 34,5 2,9

Weg 014 1400 4,34 3,2 5,5 11,4 1,0 4,8 28,3 1,3

Weg 012 1520 5,06 4,1 7,1 11,2 1,0 17,5 32,3 12,0

*) BS = Basensättigung Für 9 der insgesamt 13 Oberböden wurden Korn-größenanalysen durchgeführt. Bei allen Proben zeigen sich hohe Sandgehalte zwischen 63 und 82%. Die Schluffgehalte liegen in einem engen Bereich zwischen 10,5 und 15,5%, während die Tonfraktion mit Anteilen von 7 bis 21% größere Unterschiede aufweist (Anhang 1.3). Vorherr-schende Bodenarten sind schwach bis stark leh-mige Sande mit Übergängen zu schwach tonigen Sanden und stark sandigen Lehmen. Die jungen Gebirgsböden unterscheiden sich hinsichtlich der Kornverteilung somit deutlich von den alten La-tosolen, deren lange Entwicklung sich in im Mit-tel deutlich höheren Tongehalten widerspiegelt.

Neben den Oberböden wurden drei Gesamt-profile von Cambisolen in den Plots beprobt, die

ebenfalls deutliche Gemeinsamkeiten aufweisen (vgl. Anhang 1.3, P_NR 14, 15 und 20). Stell-vertretend sind in Tab. 5.5.3 die bodenchemi-schen Kennwerte für Profil 20 dargestellt. Es zeigt sich, dass der pH-Wert von unten nach oben im Profil abnimmt, es demnach also zu einer zu-nehmenden Versauerung des Oberbodens kommt. Dies gilt gleichermaßen für die beiden anderen beprobten Cambisol-Profile. Eine Anhebung des pH-Wertes durch basisch wirkende Kationen der Streu (Basenpumpeneffekt) wurde nicht nachge-wiesen. Die Analyse der obersten 5 cm und obe-ren 20 cm eines Profils ergab im Gegenteil, dass der pH-Wert der obersten 5 cm mit 3,54 deutlich unter dem der oberen 20 cm lag mit 4,03 liegt (vgl. Anhang 1.3, P_NR 56 und 57).

154 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Tab. 5.5.3 Profil 20, Dystric Cambisol, PARNASO, Teresópolis

Dystric Cambisol, PARNASO (1.193 m ü. M.)

Bodenchemische Kennwerte

Hori-zont (cm)

Farbe (Munsell)

pH (0,1 M KCl)

Cges

(%)

Org. Sub. (%)

Corg/ Nt

P2O5

(mg/ 100g)

K20 (mg/

100g)

KAKpot (mmolc/ 100g)

BS

Ah (-20)

7,5 YR 2,5/2 (7,5YR 3/2) 3,75 6,2 10,7 10,6 3,3 13,7 36,4 3,9

Bw (-60)

10YR 3/3 3,87 3,7 6,3 10,5 1,0 6,3 24,3 1,5

BwC (80+)

7,5 YR 5/8 4,33 k.A. k.A. k.A. 0,0 3,3 7,1 1,8

Korngrößen

gS mS fS Sand ges.

gU mU fU Schluff ges.

Ton Bodenart

Ah 22,7 34,4 13,6 70,7 7,1 4,8 3,4 15,3 14,0 Sl4

Bw 21,0 32,9 14,4 68,3 7,5 4,9 3,6 16,0 15,7 Sl4

BwC 22,1 23,3 11,8 57,1 5,4 3,9 3,7 13,0 29,9 Ts4

*) Werte mit Ausnahme des pH gerundet

Der Anteil an Gesamtkohlenstoff und organi-scher Substanz nimmt, wie zu erwarten, nach un-ten hin rasch ab, während das Corg/Nt-Verhältnis der untersuchten Profile in allen Horizonten eng ist, ohne dass signifikante Unterschiede zwischen den Horizonten erkennbar sind.

Die Phosphatgehalte sind in allen Horizonten der drei untersuchten Profile sehr gering. Eine vertikale Abnahme im Profil lässt sich wegen der generell geringen Konzentrationen nicht nach-weisen. Allerdings besitzen drei analysierte Bw und drei BwC-Horizonte (vgl. Anhang 1.3) sehr geringe Phosphatgehalte (≤ 2 mg/100g). Auch die Kaliumgehalte liegen auf einem sehr niedrigen Niveau, ohne dass signifikante Unterschiede zwi-schen den Ober- und Unterböden erkennbar sind. Tendenziell nehmen die Kaliumgehalte im Profil nach unten hin ab, was auf die Kaliumspeiche-rung der organischen Substanz im Oberboden zu-rückzuführen ist.

Die potenzielle Kationenaustauschkapazität (KAKpot) nimmt auf niedrigem Niveau gleicher-maßen im Profil nach unten hin ab. Für die Ba-sensättigung trifft dies nur bedingt zu. Hier wei-sen die BwC-Horizonte zum Teil geringfügig hö-here Werte als die Bw-Horizonte auf.

Die Kornverteilung der Ober- und Unterböden zeigt relativ ähnliche Verhältnisse (vgl. Anhang 1.3). In drei beprobten Bw-Horizonten wurden mittel bis stark lehmige Sande mit Sandanteilen

zwischen 62 und 77% nachgewiesen. Die Anteile der Schluff- und Tonfraktionen liegen zwischen 12,5 und 24,5% bzw. 10,0 und 15,5%. Demge-genüber variiert die Kornverteilung von acht un-tersuchten BwC- und C-Horizonten deutlich. Ne-ben lehmigen Sanden finden sich auch tonreiche-re Horizonte mit sandig-tonigen Lehmen und stark sandigen Tonen. Während die Tongehalte von 8 bis 30% streuen, decken die Schluffe einen etwas engeren Bereich von 11 bis 27% ab. Die Sandgehalte liegen zwischen 56,0 und 77,5%. Die beachtliche Schwankung der Tongehalte deu-tet darauf hin, dass es im Zuge der Verwitterung lokal zu einer stärkeren Kaolinisierung gekom-men ist. Vertikale Verlagerungsprozesse, wie Lessivierung oder Podsolierung, wurden nicht nachgewiesen, was bei den jungen Gebirgsböden auch nicht zu erwarten war.

Anthropogen überprägte Bodenprofile finden sich im für Besucher zugänglichen Teil des Parks (Gebäude, Straßen, Wege, Strom- und Wasserlei-tungen, Staubecken) sowie entlang der BR-40. Daneben gibt es aber auch in scheinbar unge-störten Waldgebieten kleinere Pfade, die heute von Wissenschaftlern, Kletterern und Wilderern genutzt werden. Auch alte, zugewachsene Wege konnten anhand von Böschungskanten nachge-wiesen werden. Im Bereich des Hauptwander-weges durch den Park fließt an verschiedenen Stellen bei Regenfällen Wasser ab und führt so

Kapitel 5: Ergebnisse 155 __________________________________________________________________________ lokal zu einer Eintiefung des Weges. Dies zeigt, dass sich entlang entwaldeter linearer Strukturen sehr schnell Wasserabflussbahnen bilden, die sich zu linearen Erosionsformen entwickeln und in der Suspension viel Bodenmaterial mit sich führen.

In zwei benachbarten Plots fanden sich in den Oberböden große Mengen Holzkohle, auch Stü-cke verbrannter Zweige. Plot 1 ist schwach, Plot 2 mittel geneigt (4° bzw. 8°); beide Plots sind nach Norden exponiert und von zahlreichen Rin-nen durchzogen. In Plot 1 fällt der dunkle Ober-boden (10YR 2/1 bis 2/2), zahlreiche schwarze Termitenhügel von mehreren Dezimetern Höhe sowie eine sehr hohe Zahl von Palmen auf. Der Oberboden in Plot 2 ist ebenfalls sehr dunkel (10YR 2/2 bis 2/1), die Zahl der Termitenhügel und der Anteil an Palmen jedoch geringer. Beide Plots sind durch ein wellig bis höckeriges Mikro-relief mit Ansammlungen von organischem Ma-terial gekennzeichnet. Zudem gelangte auch Zer-satzmaterial an die Oberfläche, was auf intensive Bioturbation schließen lässt. Die Bodenauflage ist geringmächtig, im Mittel zwischen 30 und 40 cm. Darunter folgt ein gelbbrauner Zersatz.

Die zahlreichen Holzkohlestücke im Oberbo-den und dessen dunkle Färbung lassen auf einen jüngeren Brand schließen, was sich mit den histo-rischen Aufzeichnungen deckt (vgl. Kap. 5.4.3). Bemerkenswerterweise hat sich der Wald inner-halb von knapp 50 Jahren seit dem letzten Brand bereits so weit regeneriert, als dass sich neben Palmen auch Laubbaumarten von beachtlicher Größe entwickelt haben und ein dichter Wurzel-filz von im Mittel 5 cm Mächtigkeit ausgebildet ist. Die Wurzeln der Laubbäume stabilisieren die Hänge und an ihnen und den Stämmen sammelt sich Bodenmaterial, welches sukzessive weiter-transportiert wird (vgl. Abb. 5.5.1). Dies ist auch bei den vorkommenden Palmenarten der Fall, die ein stelzartiges Wurzelsystem besitzen. Die Kro-nenöffnung von 7,0 bzw. 7,6% (ENGELMANN 2005) liegt im Bereich der übrigen Plots, für die keine Brände nachgewiesen wurden.

In Bezug auf die Termitenhügel sind zwei Sachverhalte interessant: zum einen fanden sich im Nationalpark nur in den von Bränden betroffe-nen Standorten überhaupt Termitenhügel, zum anderen besiedelt die entsprechende Art offen-sichtlich in kürzester Zeit waldfreie Standorte. Dies bedeutet, dass nach natürlichen oder anthro-pogen verursachten Bränden ebenso wie bei Rückzug der Vegetation durch zunehmende Tro-ckenheit unmittelbar von Bioturbation und Stein-lagenbildung durch Termiten auszugehen ist.

Höhenstufe zwischen 300 und 600 m ü. M. In den zugänglichen Teilen des Parks (Eingang Guapimirim) finden sich an kleineren Wegen und Pfaden „Dystric Cambisols“ auf Locker- und Festgestein. Ein Profil unter Wald ist in Tab. 5.5.4 dargestellt. Es lassen sich drei Horizonte unterscheiden: ein humoser Oberboden bis 15 cm, ein verbraunter kolluvialer Unterboden bis 60 cm sowie ein zweiter kolluvialer Horizont mit einem hohen Anteil an Zersatzstücken und größeren Steinen. Dass es sich um verlagertes Bodenmaterial handelt, war im Gelände durch ei-ne sehr lockere Lagerung, einen hohen Anteil an Steinen, Zersatzstücken und Holz im Ober- und Unterboden sowie einer geringen Profildifferen-zierung unschwer ersichtlich.

Die bodenchemischen und –physikalischen Kennwerte bestätigten diese Beobachtungen. Im Gegensatz zu den Cambisolen der höheren Lagen nimmt der pH-Wert im Profil nach oben hin nicht ab, sondern ist relativ ausgeglichen mit einem leichten Maximum im Bw(M)-Horizont. Bei ei-nem natürlich gelagerten, stabilen Boden, wären eine Versauerung des Oberbodens und eine Zu-nahme des pH-Wertes im Zersatz zu erwarten.

Auch das Feo / Fed-Verhältnis spiegelt die ge-störten Verhältnisse wider. Die bei stabiler Lage-rung höheren Werte im Ah-Horizont durch eine eingeschränkte Kristallisation von Eisenoxiden bei höheren Gehalten an organischer Substanz sind hier nicht festzustellen. Die hohen Werte von 0,38 (Ah), 0,52 (Bw[M]) sowie 0,24 (2Bw[M]) zeigen, dass es sich in allen Horizon-ten um junges Bodenmaterial handelt.

Schließlich lassen sich auch die sehr geringen Tongehalte im Bw(M) im Vergleich zu den Hori-zonten darüber und darunter mit Umlagerungen und nicht mit bodenbildenden Prozessen erklä-ren. Die übrigen in Tab. 5.5.4 dargestellten bo-denchemischen Kennwerte liegen im Bereich der Cambisole der höheren Lagen.

Die für diesen Teil des Parks nachgewiesenen Rodungsmaßnahmen und Vornutzungen (vgl. Kap. 5.4) lassen vermuten, dass es zu anthropo-gen bedingten oder zumindest verstärkten Ab-trags- und Umlagerungsprozessen gekommen ist. Brandrodungen konnten jedoch nicht nachgewie-sen werden, da weder Brandhorizonte in Profilen noch Holzkohlestücke in den Proben festgestellt wurden.

Es ist besonders darauf hinzuweisen, dass nur ein sehr kleiner Teil des Parks in dieser Höhen-stufe zugänglich ist, so dass die Ergebnisse als lokale Befunde zu werten sind.

156 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Tab. 5.5.4 Profil 37, Dystric Cambisol, PARNASO, Guapimirim

Dystric Cambisol (Kolluvium), PARNASO (470 m ü. M.)

Bodenchemische Kennwerte

Horizont (cm)

Farbe (Munsell)

pH (0,1 M KCl)

Org. Sub. (%)

Corg/ Nt

P2O5 (mg/ 100g)

K20 (mg/ 100g)

KAKpot (mmolc/100g)

BS Feo/Fed

Ah (-15) 10 YR 3/2 4,14 6,9 11,1 1,4 6,7 25,5 2,2 0,38

Bw(M) (-60)

10YR 3/4 (10YR 4/4) 4,32 3,6 9,5 0,8 2,3 17,6 0,8 0,52

2Bw(M) (90+)

10YR 5/8 (10YR 4/6) 4,16 k.A. k.A. 0,7 2,8 16,6 1,0 0,24

Korngrößen

gS mS fS Sand ges.

gU mU fU Schluff ges.

Ton Bodenart

Ah 24,3 26,6 13,6 64,8 7,7 5,0 5,5 18,2 17,0 Ls4

Bw(M) 32,1 25,6 14,4 70,3 9,7 9,1 4,1 22,3 6,8 Sl2

2Bw(M) 21,1 23,6 11,8 55,7 6,1 6,1 6,5 18,7 25,6 Ls4

*) Werte mit Ausnahme des pH gerundet

An Straßen und Wegen fanden sich zahlreiche Aufschlüsse, die Böden mit einem homogenen roten Profil über Festgestein oder Zersatz erken-nen lassen. Vor allem im Bereich der Siedlung Garrafão und den landwirtschaftlich genutzten Flächen um die Ortschaft sind diese Ferralsole von zum Teil über 2 m Mächtigkeit der vorherr-schende Bodentyp (Bild 5.5.1). Der den roten La-tosol überlagernde braune Boden ist hier offen-sichtlich infolge anthropogener Eingriffe abgetra-gen worden. Dass dieser vormals flächenhaft aus-gebildet war, zeigt sich daran, dass er in abgele-generen Teilen des Parks in der gleichen Höhen-stufe und in vergleichbaren Reliefpositionen noch erhalten ist. Auch unter aktueller Waldbedeckung finden sich Latosole, die auf eine jüngere Wie-derbewaldung schließen lassen. Auf Grundlage dieser Beobachtungen ist davon auszugehen, dass Cambisole in den mittleren Höhenlagen des Ge-birges flächenhaft ausgebildet waren und Ferral-sole erst durch Profilkappung als Folge anthropo-gener Eingriffe aus diesen hervorgegangen sind.

Bild 5.5.1 Ferralsol, Aufschluss bei Garrafão

5.5.2 Schematisches geomorphologisch-pedologisches Höhenprofil durch

die Serra dos Órgãos

uf Grundlage der Geländebefunde lässt sich ein schematisches geomorphologisch-pedo-

logisches Höhenprofil durch die Höhenzüge der Serra dos Órgãos ableiten (Abb. 5.5.3). Die dar-

gestellte Catena bildet die vorherrschenden Bo-dentypen und geomorphologischen Formen ent-lang der Achse Guapimirim – Itaipava ab.

A

Kapitel 5: Ergebnisse 157 ____________________________________________________________________________________________________________________

Abb. 5.5.3 Catena durch die Serra dos Órgãos entlang der Achse Guapimirim – Itaipava (stark schematisiert)

158 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ In der submontanen bis montanen Höhenstufe finden sich im Luv des Gebirges unter Wald Dys-tric Cambisols, die mit Ferralsols vergesellschaf-tet sind. Beide Bodentypen sind häufig anthropo-gen beeinflusst. In der montanen bis hochmonta-nen Stufe sind Dystric Cambisols vorherrschend, die meist natürlich gelagert sind. Diese sind mit schwach entwickelten Dystric Leptosols und Re-gosols vergesellschaftet. Letztere besitzen einen mehrere Dezimeter mächtigen C-Horizont aus Gesteinsgrus. In den höchsten Gebirgslagen sind schwach entwickelte Dystric Leptosols verbreitet.

Im Lee dominieren in der hochmontanen Ge-birgsstufe unter Wald und Strauchvegetation wie-derum Dystric Leptosols, während in der monta-nen Höhenstufe als Folge einer großflächigen Entwaldung Ferralsols vorherrschen. Diese sind dadurch entstanden, dass das (gelb)braune Bo-denmaterial abgetragen wurde und dadurch die tertiären roten Latosole an die Oberfläche gelang-ten. Daneben finden sich Dystric Cambisols mit einem (gelb)braunen Oberboden, bei denen es sich um Relikte der einst flächendeckend vor-handenen (gelb)braunen Böden handelt.

5.5.3 Bodengeographische Untersuchungen in den Waldfragmenten der

Agrarlandschaft

n den Waldfragmenten „David“, „Walde-mar“, „Sorvete“ und „Maturano“ wurden in

Höhenlagen zwischen 824 und 912 m ü. M. acht Oberböden und sechs Profile in verschiedenen Reliefpositionen beprobt. Die vollständige bo-denkundliche Profilaufnahme sowie die Labor-analysen sind Anhang 1.4 zu entnehmen.

Die pH-Werte der untersuchten Oberböden (0-20 cm) liegen im sauren Bereich, mit einer im Vergleich zu den Proben aus dem Nationalpark stärkeren Streuung (Abb. 5.5.4). Die in zwei Fäl-len höheren pH-Werte (P_NR 49 und 50) deuten darauf hin, dass eine landwirtschaftliche Vornut-zung mit Kalkung bestand. Belegt wird dies durch eine im Vergleich zu den übrigen Proben wesentlich höhere Basensättigung (vgl. Tab. 5.5.5), die durch höhere Ca2+-Gehalte bedingt ist (Laborergebnisse zur KAKpot). Die beiden Pro-

ben wurden an einem Unter- bzw. Mittelhang im Fragment „Maturano“ genommen, welches im Projekt BLUMEN (2002-2005) als das in seiner Vegetationsentwicklung jüngste der vier Frag-mente eingeschätzt wurde (WESENBERG, münd-liche Mitteilung).

In den übrigen Fragmenten liegen die pH-Werte zwischen 3,70 und 4,15 und damit in der gleichen Größenordnung wie im Nationalpark. Eine Kalkung hat in jüngerer Zeit offensichtlich nicht stattgefunden. Das im Projekt BLUMEN als das am ältesten eingestufte Fragment „Sor-vete“ weist die niedrigsten pH-Werte auf, was dafür spricht, dass dort bereits eine stärkere Ver-sauerung des Oberbodens eingesetzt hat. Die bo-denkundlichen Befunde belegen also, wie im Fragment „Maturano“, die vegetationskundliche Einschätzung.

Abb. 5.5.4 pH-Werte der Oberböden der Waldfragmente mit Pufferbereichen nach Ulrich (1987)

I

pH-Werte (0,1 KCl) der untersuchten Oberböden in den Waldfragmenten

0

1

2

3

4

5

6

0 1 2 3 4 5 6 7 8

Probe-Nr.

Fe (0–3,2)

Al/Fe (3,2–3,8) Al (3,8–4,2)

Austauscher (4,2–5,0)

Silikat (5,0–6,2)

Pufferbereiche

pH

27 44 45 46 47 48 49 50

Kapitel 5: Ergebnisse 159 __________________________________________________________________________ Tab. 5.5.5 Bodenchemische Kennwerte der untersuchten Oberböden in den Waldfragmenten

P_NR Frag-ment

Höhe ü. M.

pH (0,1 M KCl)

Cges

(%)

Org. Sub. (%)

Corg/Nt P2O5 (mg/ 100g)

K20 (mg/ 100g)

KAKpot (mmolc/ 100g)

BS

027 Wal. 841 3,99 3,4 5,9 9,8 1,0 12,7 17,0 6,1

044 Dav. 886 4,00 2,3 4,0 13,6 0,4 5,0 13,0 7,4

045 Dav. 898 4,15 2,5 4,3 12,5 0,3 5,2 15,8 5,3

046 Sor. 885 3,79 2,6 4,6 13,1 0,9 6,8 12,0 4,0

047 Sor. 862 3,70 3,9 6,7 10,6 1,4 11,0 24,4 6,0

048 Sor. 824 3,89 2,1 3,6 7,9 0,6 8,8 16,4 2,8

049 Mat. 890 4,52 3,1 5,3 11,9 0,1 6,3 22,1 18,6

050 Mat. 912 5,06 5,2 8,9 15,6 0,7 25,0 24,3 32,1

Mittelwert --- --- 2,7 4,7 10,7 0,5 8,5 16,0 9,5

Median --- --- 2,6 4,6 12,5 0,6 6,8 16,4 6,0

Max. --- 5,06 5,2 8,9 15,6 1,4 25,0 24,4 32,1

Min. --- 3,70 2,1 3,6 7,9 0,1 5,0 12,0 2,8

Stabw. --- --- 1,1 1,9 2,4 0,4 7,1 5,3 10,7

*) BS = Basensättigung

Die durchschnittlichen Gehalte an Gesamtkoh-lenstoff bzw. organischer Substanz liegen mit 2,7% bzw. 4,7% unter denen im Nationalpark (4,7% bzw. 8,1 %). Das Corg/Nt-Verhältnis ist mit durchschnittlich 10,7 (gegenüber 12,7) noch etwas enger und die Humusauflage geringer (1-2 cm) als im Park. Dies spricht für einen schnel-leren Abbau der organischen Substanz unter im Vergleich zu den Höhenlagen des Nationalparks wärmeren und trockeneren Verhältnissen.

Die Phosphatgehalte sind durchweg sehr nie-drig, bei einem Mittelwert von 0,5 g/100g. Im Unterschied zum Nationalpark gibt es keine Aus-reißer nach oben, zudem sind die durchschnitt-lichen Konzentrationen noch etwas geringer. Dies deutet darauf hin, dass es sich um alte, aus-gelaugte Böden handelt, die im Zuge ihrer Ent-wicklung an Phosphor verarmt sind. Ein Beleg hierfür sind die sehr geringen Feo / Fed-Verhält-nisse von <0,1 (Tab. 5.5.6). Das in der Biomasse gespeicherte pflanzenverfügbare Phosphor wurde durch das Abbrennen der Vegetation freigesetzt und dem System entzogen. Von den Bränden zeugen Holzkohlestücke in allen untersuchten Proben. Zu einer nennenswerten Nachlieferung an pflanzenverfügbarem Phosphor unter den wie-derbewaldeten Flächen kam es nicht, da die Frei-

setzung aus Apatit sehr lange Zeiträume benötigt und die Böden zudem häufig tiefgründig entwi-ckelt, entsprechend ausgelaugt und weit vom fri-schen Gesteinszersatz an der Verwitterungsbasis entfernt sind.

Die Kaliumgehalte liegen ebenfalls auf einem niedrigen Niveau und sind mit denen der Proben im Nationalpark vergleichbar. Auch die KAKpot ist bei allen Proben gering, was auf die geringe Sorptionsfähigkeit der Tonfraktion zurückzufüh-ren ist. Die im Vergleich zu den Proben des Na-tionalparks noch niedrigeren Werte sind mit dem geringeren Gehalt an (sorbierender) organischer Substanz und einer weiter fortgeschrittenen Bo-denentwicklung zu erklären. Die Basensättigun-gen sind mit Ausnahme der beiden Proben aus dem Fragment „Maturano“ ebenfalls sehr ge-ring.

Die Kornverteilung von fünf analysierten Oberböden ergibt ein völlig anderes Bild als im Nationalpark (vgl. Anhang 1.4). Sowohl die Sand- als auch die Schluffgehalte sind bei allen Proben deutlich geringer (29 bis 54% Sand sowie 8 bis 14% Schluff), die Tongehalte wegen der Alterung der Böden hingegen erheblich höher (35 bis 57%). Bei den Bodenarten handelt es sich ent-sprechend um schwach bis mittel sandige Tone.

160 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Tab. 5.5.6 Bodenfarben und Gehalte an oxalatlöslichem und dithionitlöslichem Eisen von Bodenhorizonten in

verschiedenen Waldfragmenten

P_NR Horizont Farbe Feo Fed Feo / Fed

46 Bw(M) 7,5YR 4/6 (5YR 4/6) 0,01 3,64 0,03

46 Bws 5YR 4/6 <0,01 3,72 0,01

06 Bw(M) 7,5YR 4/4 0,14 2,98 0,05

06 2Bw(M) 7,5YR 4/6 0,13 4,05 0,03

06 Bw 10YR 5/6 (7,5YR 5/6) 0,08 1,32 0,06

27 Bw(M) 7,5YR 4/6 (7,5YR 4/4) 0,13 3,76 0,03

27 2Bw(M) 7,5YR 4/6 0,10 3,11 0,03

28 Bw(M) 10YR 3/4 (7,5YR 3/4) 0,01 1,59 0,06

28 2Bw(M) 7,5YR 4/6 0,01 2,22 0,04

Dass die KAKpot trotz des hohen Anteils der Ton-fraktion sehr niedrig ist, beweist, dass die Ton-fraktion primär aus sorptionsschwachen Zwei-schichttonmineralen besteht. Abgesehen davon kam es zu einer Materialsortierung durch selek-tive Verlagerungsprozesse. Vor allem nach einer Brandrodung waren die Böden verstärkten An-griffen des Regenwassers ausgesetzt, was eine er-höhte Bodenerosionsrate zur Folge hatte. Betrof-fen hiervon waren vor allem die Ton- und Schlufffraktionen. Das an den Kuppen und Ober-hängen abgetragene Material wurde im Bereich der Mittel- und Unterhänge abgelagert bzw. zwi-schendeponiert, so dass die Oberböden dort in der Regel höhere Tongehalte besitzen. Im Be-reich der heute meist „kahlen“ Kuppen sind die Tongehalte folglich geringer.

Die Profilanalysen in den Fragmenten „Da-vid“, „Waldemar“ und „Sorvete“ geben weitere Aufschlüsse über die anthropogene Einflussnah-me in den Fragmenten. Im Fragment „Maturano“ wurde auf Profilanalysen verzichtet, da sich allein durch die bodenchemischen Kennwerte der Oberböden eine nicht sehr lange zurückliegende Nutzung nachweisen ließ.

Das Profil 28 eines unteren Mittelhangs im Fragment „David“ (Tab. 5.5.7) zeigt im Gegen-satz zu den beiden Oberböden im Oberhangbe-reich (P_NR 44 und 45) im Ah-Horizont einen deutlich höheren pH-Wert von 5,16. Im Profil nimmt dieser nach unten hin jedoch rasch ab. Ähnlich verhalten sich auch die Phosphat- und Kaliumgehalte, die KAKpot sowie die Basensätti-gung. Die hohe Basensättigung ist auf besonders hohe Gehalte an Ca2+ und Mg2+ zurückzuführen, was auf eine Kalkung schließen lässt. Da das Fragment unmittelbar an eine Weide grenzt und

die Rinder den Wald aufsuchen, ist zudem ein Nährstoffeintrag durch die Exkremente der Tiere gegeben. Im oberen Hangbereich (P_NR 44 und 45) lassen die Nährstoffgehalte hingegen keinen nutzungsbedingten Einfluss erkennen.

Zahlreiche Holzkohlestücke in den Unterbo-denhorizonten belegen, dass die Vegetation abge-brannt wurde. Für eine kolluviale Umlagerung sprach bereits im Feld die sehr lockere Lagerung im gesamten Profil und ein hoher Anteil von Zer-satzstücken in allen Horizonten. Zudem wurde im 2Bw(M)-Horizont Glas gefunden (vgl. Anhang 1.4). Die Kornverteilung lässt darüber hinaus eine deutliche Akkumulation von Ton im Ober-boden erkennen, während die Bw(M) und 2Bw(M)-Horizonte ähnliche Kornverteilungen aufweisen.

Im Fragment „Waldemar“ wurde ein Mittel-hang beprobt (Anhang 1.4, P._Nr. 27). Im Ge-gensatz zu Profil 28 ist der pH-Wert dieses Cam-bisols im Oberboden nicht erhöht, sondern im Profil relativ konstant. Die Phosphatgehalte lie-gen mit 1,0 mg/100 g nur unwesentlich über de-nen des Unterbodens und die Basensättigung ist mit 6,1% sogar etwas geringer als im Bw(M)-Ho-rizont (7,6%). Ein Nährstoffeintrag hat demnach in jüngerer Zeit nicht stattgefunden. Besonders interessant an diesem Profil ist, dass sich weder im Oberboden noch im Bw(M)-Horizont Holz-kohlestücke nachweisen ließen, wohl aber im 2Bw(M)-Horizont unterhalb von 70cm unter GOF. Dies deutet darauf hin, dass die letzte Brandrodung schon länger zurückliegt und der 2Bw(M)-Horizont von jüngerem, aus höheren Reliefpositionen erodiertem Material überlagert wurde, welches keine Brandspuren erkennen lässt.

Kapitel 5: Ergebnisse 161 __________________________________________________________________________ Tab. 5.5.7 Profil 28, Dystric Cambisol (Kolluvium), Fragment “David”

Dystric Cambisol (Kolluvium), Fragment "David“ (832 m ü. M.)

Bodenchemische Kennwerte

Horizont (cm)

Farbe (Munsell) pH (0,1 M KCl)

Cges

(%)

Org. Sub. (%)

Corg/ Nt

P2O5

(mg/ 100g)

K20 (mg/ 100g)

KAKpot (mmolc/ 100g)

BS

Ah (-10)

10YR 3/3 (10YR 3/2) 5,16 7,4 12,3 16,7 3,0 20,2 19,0 34,5

Bw(M) (-60)

10YR 3/4 (7,5YR 3/4) 4,32 k.A. k.A. k.A. 0,5 4,2 10,6 15,0

2Bw(M) (80+) 7,5YR 4/6 4,02 k.A. k.A. k.A. <0,1 2,8 6,3 13,1

Korngrößen

gS mS fS Sand ges.

gU mU fU Schluff ges.

Ton Boden-art

Ah 25,7 16,5 6,7 48,9 4,6 3,8 3,4 11,7 39,4 Ts2

Bw(M) 32,5 18,8 8,2 59,5 4,7 4,3 8,4 17,4 23,1 Ls4

2Bw(M) 27,3 18,9 10,3 56,4 5,1 5,0 5,9 15,9 27,7 Ts4

*) Werte mit Ausnahme des pH gerundet

Im Fragment „Sorvete“ wurde im Bereich eines oberen Mittelhangs ein Cambisol (Kolluvium) mit einem Ah-, Bw(M), Bws-Profil und einer Entwicklungstiefe von mehr als 150 cm beprobt (P_NR 46; Tab. 5.5.8). Der Bw(M)-Horizont ist braun gefärbt, mit einer Tendenz ins gelblich rote (7,5YR 4/6 [5YR 4/6]), der Bws-Horizont ist gelblich rot (5YR 4/6). Die Kornverteilung ist bei beiden Horizonten ähnlich, wobei der hohe Ton-gehalt von über 60% auffällt. Dies spricht für sehr altes Bodenmaterial, was durch die Feo/Fed-Verhältnisse bestätigt wird (Tab. 5.5.6).

Die Lagerungsdichte ist im Bws- deutlich höher als im Bw(M)-Horizont. Er enthält auch keine Holzkohle, was darauf schließen lässt, dass es sich um einen natürlich gelagerten Boden han-delt. Der Bw(M)-Horizont beinhaltet demgegen-über sehr viel Holzkohle, was für eine Umlage-rung nach Abbrennen der Vegetation spricht. Bo-dengenetisch ist der Bws-Horizont als Latosol anzusprechen, der Bw(M)-Horizont als ein brau-nes Kolluvium.

Der niedrige pH-Wert des Ah-Horizontes und die Zunahme im Profil nach unten hin lassen den Schluss zu, dass der Waldbestand relativ alt ist, da schon eine deutliche Versauerung des Ober-bodens eingesetzt hat. Die sehr niedrigen Phos-phat- und Kaliumgehalte sowie die gleicher-

maßen niedrige KAKpot und Basensättigung spie-geln das hohe Alter des Bodenmaterials wider und sprechen gegen Nährstoffeinträge in Form von Kalkung oder Düngung in jüngerer Zeit.

Bei zwei weiteren Profilen im Fragment „Sor-vete“, eines an einem Mittelhang (P_NR 30) so-wie eines am Unterhang (P_NR 06), handelt es sich ebenfalls um Cambisole bzw. Kolluvien (sie-he Anhang 1.4). Das Mittelhangprofil besitzt die Horizontabfolge AhBw(M), Bw(M), 2Bw(M), wobei alle Horizonte reichlich Holzkohle bein-halten. Zwischen dem Bw(M)- und dem 2Bw(M)-Horizont fällt ein Farbwechsel von braun (7,5YR 3/4 [7,5YR 4/4]) nach rotbraun (5YR 3/4 [5YR 4/4]) auf. Die pH-Werte liegen im gesamten Profil in der gleichen Größenord-nung (4,10 – 4,03 – 4,11), was für einen jungen Waldbestand spricht, da die Wurzelausscheidun-gen noch zu keiner Versauerung des Oberbodens geführt haben. Zudem ist auch die Färbung des Oberbodens vergleichsweise hell (7,5YR 3/3 [7,5YR 3/4]), da erst wenig Humus angereichert wurde. Dies gilt gleichermaßen für das Unter-hangprofil, bei dem im Unterschied zum Mittel-hang höhere Phosphat- und Kaliumgehalte sowie eine höhere Basensättigung erkennbar sind. Hier ist es offensichtlich zu Nährstoffeinträgen ge-kommen.

162 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Tab. 5.5.8 Profil 46, Dystric Cambisol (Kolluvium), Fragment “Sorvete”

Dystric Cambisol (Kolluvium), Fragment "Sorvete“ (885 m ü. M.)

Bodenchemische Kennwerte

Horizont (cm)

Farbe (Munsell)

pH (0,1 M KCl)

Cges (%)

Org. Sub. (%)

Corg/ Nt

P2O5 (mg/

100g)

K20 (mg/

100g)

KAKpot (mmolc/100g)

BS

Ah (-20)

10 YR 3/6 (7,5 YR 3/4) 3,79 2,6 4,6 13,1 0,9 6,8 12,0 4,0

Bw(M) (-100)

7,5YR 4/6 (5YR 4/6) 4,02 1,0 1,8 11,3 0,1 2,5 11,2 1,4

Bws (150+) 5YR 4/6 4,35 0,5 0,8 7,4 0,2 1,5 6,1 0,9

Korngrößen

gS mS fS Sand ges.

gU mU fU Schluff ges.

Ton Boden-art

Ah k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

Bw(M) 9,6 11,4 5,4 26,4 4,6 2,0 5,7 12,3 61,4 Ts2

Bws 10,1 7,9 5,8 23,8 3,9 3,0 6,8 13,7 62,5 Ts2

*) Werte mit Ausnahme des pH gerundet Unter den kolluvialen Horizonten des Unterhang-profils (Bw[M] und 2Bw[M]) findet sich ein brauner Boden (Bw) mit 10YR 5/6 [7,5YR 5/6]), der sich in der Kornverteilung und im pH-Wert nicht wesentlich von dem darüber befindlichen 2Bw(M)-Horizont unterscheidet, jedoch keine Holzkohle enthält und dichter gelagert ist. Das Feo/Fed-Verhältnis ist sogar etwas höher als im 2Bw(M)-Horizont (vgl. Tab. 5.5.6). Hieraus kann folgende Bodengenese abgeleitet werden: Bei dem Bw-Horizont handelt es sich um einen pleistozänen oder jungholozänen braunen Boden, der vormals die Oberfläche bildete und nach dem Abbrennen der Vegetation und dadurch verstärk-te Bodenabträge kolluvial überlagert wurde. Das Kolluvium ist durch die Vermischung des Ma-terials in der Kornverteilung und den bodenche-mischen Eigenschaften sehr homogen.

Aus den bodengeographischen Befunden lässt sich für die Waldfragmente das nachfolgend skiz-zierte Gesamtbild ableiten. Alle untersuchten Bö-den in den Waldfragmenten sind alte Bildungen, die nach Bränden umgelagert wurden. Bei einem Fragment („Maturano“) lassen die Bodenkenn-werte eine landwirtschaftliche Vornutzung erken-nen, bei den übrigen drei Fragmenten wird dies weniger deutlich. Im Fragment „Sorvete“ wur-den jedoch mehrere alte Wege anhand von Bö-schungskanten und linearen Vegetationsstruk-turen (v.a. Bambus und Palmen) identifiziert, die

gleichermaßen auf eine Vornutzung schließen lassen. Mit sehr großer Wahrscheinlichkeit wurde hier früher einmal Kaffee angebaut, wovon zahl-reiche Kaffeepflanzen zeugen. Auch ein Anbau von Quitten ist denkbar, da sich das Fragment im Bereich der ehemaligen Fazenda Lippi befindet (vgl. Kap. 5.4.4). Innerhalb des Fragments variie-ren die Wuchshöhen und Stammdurchmesser der Bäume deutlich. Das Fragment besteht offen-sichtlich aus einem “Kern“ mit einem älteren Baumbestand und mehreren jüngeren Beständen.

Ähnlich heterogen präsentieren sich auch die Fragmente „David“ und „Waldemar“. Beide Fragmente befinden sich in unmittelbarer Nach-barschaft zu landwirtschaftlichen Betrieben. Be-einträchtigungen der Fragmente finden auch ge-genwärtig durch selektiven Holzeinschlag, Jagd und Viehweide statt. Das Fragment „Waldemar“ wurde im Jahr 2005 an der nordwestlichen Seite abgebrannt. Beide Fragmente sind zumindest in ihren Randbereichen stark gestört.

Ob alle Fragmente einmal komplett abge-brannt und in landwirtschaftliche Nutzflächen umgewandelt worden sind, lässt sich wegen der punktuellen Beprobung nicht mit Sicherheit sa-gen. Unstrittig ist jedoch, dass in allen beprobten Standorten Brände stattgefunden haben und es in der Folge zu massiven Bodenumlagerungen ge-kommen ist. Unklar bleibt weiterhin, ob es sich immer um bewusste Brandrodung gehandelt hat.

Kapitel 5: Ergebnisse 163 __________________________________________________________________________ Die heutige Bewirtschaftungspraxis spricht je-doch dafür, dass dies der Fall war. Auch heute werden Waldflächen randlich abgebrannt, um neue Anbau- oder Weideflächen zu schaffen. Als wesentliches Ergebnis bleibt somit festzuhalten,

dass die Fragmente nicht als Reste ehemals gro-ßer, zusammenhängender Wälder zu deuten sind, sondern als jüngere Waldbestände, die sich in verschieden fortgeschrittenen Sukzessionsstadien befinden.

5.6 Landschaftsdynamik und sozioökonomische Triebkräfte im Munizip Teresópolis Zusammenfassung: Von den verschiedenen For-men der Landschafts- und Bodendegradation sind der zunehmende Flächenverbrauch, das Ab-brennen von Buschland und Waldflächen, ver-stärkte Prozesse der Bodenerosion durch Über-weidung und Gemüsebau in Hanglagen sowie Veränderungen der Gewässerdynamik mit ver-stärkten Hochwässern und Verlusten von Auen-böden durch Seitenerosion als besonders besorg-niserregend herauszustellen. Örtlich ist eine Überformung ganzer Landschaftsteilräume durch den intensiven Gemüsebau zu beobachten.

Die Ursachen der Degradation sind vielfältig, wobei der Flächenverbrauch primär auf den Be-völkerungszuwachs, die fortschreitenden Subur-banisierung und die Ausweitung landwirtschaftli-cher Nutzflächen zurückgeführt wird. Die Rodun-gen folgen verschiedenen sozioökonomischen Triebkräften, die hohen Bodenerosionsraten re-

sultieren aus dem Zusammenwirken erosiver Starkniederschläge, der hohen Reliefenergie und einer Übernutzung bzw. unangepassten Nutzung.

Spuren präkolonialer Brandrodungen wurden nicht gefunden. Hohe Bodenabträge und Graben-erosion werden auf eine Übernutzung in den letzten rund zweihundert Jahren zurückgeführt.

Im Einzugsgebiet des Córrego Sujo begann die Intensivierung der Landwirtschaft erst Mitte des letzten Jahrhunderts. In Anbetracht dessen ist die Landschaftsdegradation bereits weit fortge-schritten. Bei einem weiteren Vordringen des Ge-müsebaus in steile Hanglagen ist von negativen Folgen für die verbliebenen Waldfragmente, die Böden und den Wasserhaushalt auszugehen. Für das Einzugsgebiet wurden die Empfindlichkeiten gegenüber Bodenerosion in Anlehnung an die USLE-Formel ermittelt und Vorschläge für ge-eignete Nutzungssysteme unterbreitet.

5.6.1 Formen der Landschaftsdegradation

uf Grundlage von Satellitenbildauswer-tungen und Felduntersuchungen lassen sich

im Munizip Teresópolis insgesamt sieben Kon-fliktschwerpunkte der aktuellen Landschafts- und physikalischen Bodendegradation unterscheiden: 1. Flächenverbrauch und Bodenversiegelung, 2. Abbrennen von Wald und Buschland, 3. Bodenerosion durch unangepasste landwirt-

schaftliche Nutzung, 4. Rutschungen an Straßen und in Siedlungsbe-

reichen, 5. Seitenerosion an Fließgewässern und Über-

schwemmungen, 6. Melioration und intensive Bewirtschaftung

von Auen, 7. Komplette Überformung der Landschaft. Daneben ergeben sich verschiedene qualitative Beeinträchtigungen, wie Nähr- und Schadstoff-

einträge in Böden und Gewässer durch den inten-siven Gemüsebau, ungeklärte Abwassereinlei-tung in Fließgewässer oder Eingriffe in Wald-fragmente durch Waldweide, Holzkohlegewin-nung oder selektiven Holzeinschlag, um nur ei-nige zu nennen. Diese Formen der qualitativen Degradation wurden im Rahmen dieser Arbeit je-doch nicht untersucht. Nachfolgend werden für die sieben Konfliktschwerpunkte die Auswirkun-gen auf die Landschaft qualitativ beschrieben und die Hauptverursacher identifiziert. 1. Flächenverbrauch und Bodenversiegelung Mit der Vervierfachung der Bevölkerung zwi-schen 1950 und 2000 im Munizip Teresópolis (FUNDAÇÃO CIDE 2007; vgl. Kap. 5.4.4) ging ein hoher Flächenverbrauch für neue Siedlungs-flächen einher. Eine exakte Quantifizierung ist

A

164 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ für diesen Zeitraum aufgrund fehlender zeitlich-räumlicher Daten nicht möglich, jedoch zeigt ein Vergleich der in der topographischen Karte 1:50.000 aus dem Jahr 1983 (IBGE 1983) ausge-wiesenen Siedlungsflächen mit Satellitenbildern aus den Jahren 2000 und 2006 eindeutige Ent-wicklungstendenzen. So wuchs die Stadt Teresó-polis primär in Richtung Norden und Osten in-nerhalb von Talungen, die durch größere Ver-kehrsachsen erschlossen sind (RJ-130, BR-116, BR-495). Die Suburbanisierung vollzog sich im Weiteren durch die Seitentäler und griff dabei auch auf die Hügel und Berge über, wodurch großflächig Waldflächen verloren gingen (siehe Abb. 5.6.1).

Der Prozess der „Favelisierung“ vollzog sich im Munizip Teresópolis besonders drastisch, so dass im Jahr 2000 bereits 24,0% der Bevölkerung in den Favelas wohnten. Dies ist der zweithöchs-te Anteil aller Munizipien des Bundesstaates Rio de Janeiro (IBGE 2000). Auf der anderen Seite entstanden großflächig Condominio-Siedlungen

und Wochenendresidenzen für wohlhabende Be-völkerungsschichten vor allem aus der Stadt Rio de Janeiro, die das andere Bild von Teresópolis prägen. Diese meist großzügig angelegten Anwe-sen hatten gleichfalls einen hohen Flächenver-brauch und Waldverluste sowie eine hohe Boden-versiegelung, unter anderem auch durch Park-plätze und Schwimmbäder, zur Folge.

Zwischen Teresópolis und Bom Sucesso schlossen sich entlang der RJ-130 in Richtung Nova Friburgo kleinere Ansiedlungen zu einem fast geschlossenen Siedlungsband zusammen. Die gegenwärtigen Bauaktivitäten lassen sich in fünf Hauptbereiche untergliedern: einzelne Neu-bauten innerhalb ländlicher Siedlungen, Neubau-siedlungen im Bereich von Ortschaften und ent-lang der Hauptverkehrsstraßen, Hotel- und Fe-rienanlagen, Condominio-Siedlungen sowie Fa-velas entlang der Fließgewässer. Auch hier gin-gen zahlreiche Waldflächen verloren, wie in Abb. 5.6.1 deutlich an den kahlen Kuppen und Hängen zu erkennen ist.

Abb. 5.6.1 Siedlungsentwicklung im Umfeld der Stadt Teresópolis

Kapitel 5: Ergebnisse 165 __________________________________________________________________________

Bild 5.6.1 Brand in einem Fragment im Tal des

Córrego Sujo, Frühjahr 2005 2. Abbrennen von Wald und Buschland Während der Felduntersuchungen im Jahr 2005 fand ein Brand am Rio das Bengalas sowie ein weiterer im Córrego Sujo (Bild 5.6.1) statt, denen kleinere Waldbestände zum Opfer fielen. Abge-sehen davon wird das Buschland regelmäßig ab-gebrannt, so dass erst gar keine Wälder hoch-kommen. Das Abbrennen von Buschland ist nach Ansicht des Autors eines der Hauptprobleme der Landschaftsdegradation im Munizip Teresópolis, da hiermit weitere Degradationsformen, insbe-sondere verstärkte Bodenabträge, einhergehen.

Mehrfach beobachtet wurde, dass Waldfrag-mente an ihren Rändern abgebrannt oder abge-holzt wurden, um Feuerholz oder Holzkohle zu gewinnen oder die landwirtschaftlichen Flächen auszudehnen. Dies war zwischen 2004 und 2006 auch bei den Waldfragmenten “David” und “Maturano” der Fall. Zudem wurden auch für verschiedene Bauaktivitäten, unter anderem den Condominio-Park “Paraiso”, kleinere Waldflä-chen beseitigt.

Die kleinflächige und randliche Zerstörung von Waldflächen lässt sich mit Hilfe von Satel-litenüberwachung nur schwer feststellen, so dass die Naturschutzbehörden auf Kontrollen vor Ort angewiesen sind.

Die schleichende Reduzierung von Waldflä-chen durch randliche Eingriffe in Fragmente bei einem gleichzeitigen Unterbinden der natürlichen Wiederbewaldung durch Abbrennen der Busch-vegetation – und nicht ein großflächiges Abhol-zen oder Abbrennen von Wäldern – charakte-risiert den aktuellen Prozess der Fragmentierung im Munizip Teresópolis.

3. Bodenerosion durch unangepasste landwirtschaftliche Nutzung

Großformen der Bodenerosion, wie Gullies, wur-den im Munizip Teresópolis in den vertieft unter-suchten Talungen des Rio das Bengalas, Rio For-miga und Córrego Sujo vereinzelt angetroffen. Zudem zeigen sich vielerorts bereits deutliche Überweidungsschäden in Form einer zerstörten Vegetationsdecke und durchstoßener Viehgan-geln, die Angriffsflächen für lineare Erosion bie-ten. Großflächig degradierte Weideflächen und eine Häufung großer und tiefer Gullies finden sich entlang des Rio Paquequer zwischen Teresó-polis und Pião (BR-116 Richtung Além Paraíba). Einige davon sind bereits wieder stabilisiert und wachsen allmählich zu.

Deutlich wird, dass das Auftreten großer Ero-sionsformen unter vergleichbaren naturräumli-chen Gegebenheiten (v.a. Niederschläge, Böden, geologischer Untergrund und Relief) kleinräumig stark variiert. Hieraus ist unmittelbar zu folgern, dass Nutzungsart, -intensität und -dauer maßgeb-lich für die Häufung dieser Degradationsformen sind. Ohne detaillierte Untersuchungen zur räum-lichen Verteilung großer Erosionsformen durch-geführt zu haben, ist bereits auf Satellitenbildern und bei großräumigen Befahrungen deutlich zu erkennen, dass in der kleinteiligen Agrarland-schaft im Hinterland von Teresópolis insgesamt weniger Gullies auftreten als im Bereich des Ge-birgsfußes in den Munizipien Guapimirim und Magé. Dort wiederum sind die Degradationsfor-men im Vergleich zu den intensiven Weide- und ehemaligen Kaffeelandschaften zwischen Rio de Janeiro und São Paulo deutlich geringer.

Der Autor zieht unter Berücksichtigung der in Kapitel 5.4 dargestellten historischen Befunden den Schluss, dass das vergleichsweise seltene Auftreten von Gullies in den untersuchten Talun-gen im Hinterland von Teresópolis maßgeblich auf eine spätere Erschließung und einen geringe-ren durchschnittlichen Viehbesatz zurückzufüh-ren sind. Hinzu kommt, dass es im Gegensatz zum Vorgebirge und zur Küstenebene in der Bergregion im 19. Jahrhundert keine ausgedehn-ten Kaffeeplantagen gegeben hat, die zu größeren Erosionsschäden geführt hätten.

Innerhalb der Bergregion bestehen allerdings deutliche Unterschiede in den Betriebsgrößen und im Viehbesatz (BARREIRO PARRILLO 2005), die wahrscheinlich ausschlaggebend für die unterschiedlichen Intensitäten der Weideschäden sind.

166 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ 4. Rutschungen an Straßen und in

Siedlungsbereichen Rutschungen sind vor allem entlang von Straßen und Wegen zu beobachten, gelegentlich auch im Bereich von Siedlungsflächen, insbesondere in Favelas. Wie bereits in Kapitel 5.1.1 dargestellt, sind die Probleme primär technischer (Hangver-steilung und Verminderung der kritischen Höhe) und sozioökonomischer Natur (notgedrungenes Bauen in rutschungsgefährdeten Hanglagen). Entlang der Hauptverkehrsachsen werden biswei-len adäquate, moderne Maßnahmen zum Schutz vor Erosion und Rutschungen getroffen. Dies zeigt, dass das Know How prinzipiell vorhanden ist. Dass es dennoch häufig zu Rutschungen kommt, liegt einerseits am schwierigen Relief und geologischen Untergrund bzw. Verwitte-rungsmantel, andererseits an den Kosten. So wer-den entlang nachgeordneter Straßen und Pisten nur ausnahmsweise Schutzmaßnahmen getroffen.

Die Rutschungsanfälligkeit lässt sich zum Teil mit einem höheren Tongehalt der Böden gegen-über dem meist sandig-schluffigen Saprolith er-klären. Im Verlauf der BR-116 zwischen Teresó-polis und Guapimirim wurde aber auch eine Rut-schung beobachtet, bei welcher das Kristallin zum Vorschein kam; d.h., hier ist die Regolith-decke auf der Gleitfläche abgerutscht. Schließlich sind zahlreiche Rutschungen vor allem entlang der RJ-130 wahrscheinlich primär auf Hangver-steilungen zurückzuführen, ohne dass die Was-serleitfähigkeit verschiedener Substrate einen größeren Einfluss ausübt. Hier fanden die meis-ten beobachteten Rutschungen im Bereich des ro-ten Latosols und Zersatzes statt, die (gelb)brau-nen Böden waren bereits völlig abgetragen. 5. Seitenerosion an Fließgewässern und

Überschwemmungen In Kapitel 5.1.2 wurden bereits die verstärkte Seitenerosion an Fließgewässern sowie häufig auftretende Hochwässer erwähnt. Auf beide As-pekte wird in den Detailuntersuchungen in Ka-pitel 5.6.2 näher eingegangen. 6. Melioration und intensive Bewirtschaftung

von Auen Eine Trockenlegung von Auen und Umwandlung in Gemüsebauflächen hat in den untersuchten Tä-lern des Córrego Sujo, des Rio das Bengalas und

des Rio Formiga seit den 1970er Jahren stattge-funden. Die Auenböden werden heute mit einem Gemisch aus Stallmist, Guano und Mineraldün-gern gedüngt und zudem gekalkt, um den pH-Wert anzuheben. Gelegentlich finden sich zur Verbesserung der bodenphysikalischen Eigen-schaften auch Beimischungen aus Sägemehl und Holzspänen aus nahegelegenen Sägewerken so-wie organisches Material aus den Waldfragmen-ten. Mit Ausnahme einzelner naturnah wirtschaf-tender Betriebe erfolgt ein hoher Einsatz von Pflanzenschutzmitteln.

Die Böden sind in ihren Eigenschaften meist so stark verändert, dass sie als Anthrosole anzu-sprechen sind (Bild 5.6.2). Drei stichprobenartige Beprobungen im Tal des Córrego Sujo ergaben unter konventionellen Gemüsebauflächen pH-Werte zwischen 6,0 und 6,5, Kaliumgehalte zwi-schen 30 und 35 mg/100g und eine Basen-sättigung von 40 bis 65%. Die Phosphatgehalte schwanken bekanntermaßen stark in Abhängig-keit von Kultur und Aufbringungszeitpunkt. Bei der Beprobung lagen sie bei 6,3 (Paprika), 24,0 (Tomate) und 85,3 mg/100g (Süßkartoffel). Eine aktuelle Melioration wurde nur in einem Tal bei São Lorenço / Três Picos beobachtet (Bild 5.6.3). Hiermit geht ein weiterer Verlust von Reten-sionsflächen und Feuchtlebensräumen einher.

Bild 5.6.2 Anthrosol im Tal des Rio das Bengalas

Kapitel 5: Ergebnisse 167 __________________________________________________________________________

Bild 5.6.3 Melioration in einem Tal bei São Lorenço /

Três Picos

7. Komplette Überformung der Landschaft Zwischen Teresópolis und Nova Friburgo kommt es lokal zu einer großflächigen Überformung der Landschaft, für die meist die Landwirtschaft, ver-einzelt auch der Siedlungsbau verantwortlich sind. So dringt der Gemüsebau zunehmend auch in steile Hanglagen, zum Teil bis in die Kup-penbereiche vor. Dabei werden Wege angelegt und in beachtlichem Umfang Material maschinell umgelagert, so dass sich nicht nur die Bodenei-genschaften, sondern auch Hangneigungen ver-ändern. Bisweilen werden die Hänge auch terras-siert (Bild 5.6.4).

Auch die großflächigen Condominio-Siedlun-gen tragen zu einer Überformung der Landschaft bei. So entstand unter anderem zwischen dem Rio dos Frades und dem Córrego Sujo die Anlage „Del Paraíso“ auf einer Fläche von rund 40 ha (Bild 5.6.5). Für die Wasserversorgung der ca. 500 Wohneinheiten, von denen bis Dezember 2006 rund 20 fertig gestellt waren, werden drei Quellen genutzt. Neben einem Abraum von Bo-den- und Zersatzmaterial wurde auch Granit ab-gebaut und unter anderem für Randsteine genutzt. Zudem gingen auch hier Waldflächen verloren.

Bild 5.6.4 Komplette Überformung der Landschaft durch den Gemüsebau

Bild 5.6.5 Überprägung der Landschaft durch eine Condominio-Siedlung

5.6.2 Ursachen der Landschaftsdegradation

ie Ursachen der Landschaftsdegradation sind in verschiedenen sozioökonomischen

Triebkräften begründet, die im Rahmen dieser Arbeit nicht im Detail erfasst und diskutiert wer-den können. Allerdings sind einige grundlegende Tendenzen ersichtlich, die nachfolgend ausge-führt werden und als Grundlage für vertiefende sozioökonomische Untersuchungen und Planun-gen dienen können.

1. Suburbanisierung Der anhaltende Suburbanisierungsprozess beruht auf einem Bevölkerungszuwachs bei gleichzeiti-gem Zuzug vom Land in die Stadt. Im Munizip Teresópolis kommt zu diesen grundlegenden Faktoren die Besonderheit einer landschaftlich und klimatisch attraktiven Mittelstadt in der Nähe einer Metropole. Dies sind die primären Gründe

D

168 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ dafür, dass es wohlhabende Bewohner der Stadt Rio de Janeiro an Wochenenden und in den Fe-rien zunehmend in das Gebirge zieht. Zudem tra-gen die sommerliche Schwüle in Rio de Janeiro und wahrscheinlich auch die hohe Kriminalität-srate zu einer “Flucht” aus der Metropole bei. Wegen der guten Erreichbarkeit von Rio de Ja-neiro, entstehen neue, großflächige Bebauungs-gebiete vor allem in der Nähe der Stadt Teresó-polis sowie entlang der RJ-130 zwischen Teresó-polis und Bom Sucesso. Standorte dieser Bebau-ungsgebiete sind häufig Kuppen und Hanglagen mit einer reizvollen Aussicht. Gleichzeitig hält der Prozesse der “Favelisierung” an, woraus ein Nutzungsdruck von zwei Seiten resultiert. Unter-mauert werden diese Aussagen auch durch die bereits erwähnten statistischen Daten, wonach der Anteil der Condominio-Wohnungen im Mu-nizip Teresópolis im Jahr 2000 bei 19,8% aller Wohnungen lag (vgl. Kap. 3.2.3) und im gleichen Jahr 24,0% aller Bewohner des Munizips in Favelas lebten (Kap. 5.6.1). 2. Mangelndes Umweltbewusstsein und

Bildungsdefizite Mangelndes Umweltbewusstsein zeigt sich bei den ärmeren und reicheren Bevölkerungsschich-ten auf verschiedene Weise. Bei erstgenannten sind sowohl in der Stadt als auch auf dem Land unter anderem ein illegales Abholzen und Ab-brennen von Waldflächen zum Schaffen neuer Siedlungsflächen, eine ungeregelte Entsorgung von Abfällen, eine illegale Entnahme von Pflan-zen und Jagd in geschützten Wäldern (Mitteilung der Nationalparkleitung) sowie die Einleitung un-geklärter Abwässer in Fließgewässer zu nennen. Das fehlende Umweltbewusstsein ist hier einer-seits mit einem Bildungsdefizit, andererseits aber auch mit fehlenden finanziellen Möglichkeiten, etwa zur Behandlung von Abwässern, verbunden. Das Bildungsdefizit spiegelt sich auch in statis-tischen Daten wider, wonach die Analphabeten-quote der Landbevölkerung im Jahr 2000 bei 20,7% und bei der Stadtbevölkerung immerhin bei 10,9% lag (Fundação CIDE 2000). Maßnah-men zur Umwelterziehung werden auf verschie-denen Ebenen durchgeführt (u.a. Präfektur, Na-tionalpark), haben aber bislang noch nicht ent-scheidend gegriffen.

Die Oberschicht demonstriert mit ihren An-wesen einen ausgeprägten Hang zu Luxus und Sauberkeit, der aber nur selten mit Umweltbe-wusstsein einhergeht. Insbesondere die Wochen-

endresidenzen und Condominio-Siedlungen auf dem Land sind großzügig angelegt und verbrau-chen durch die allgegenwärtigen Swimmingpools große Mengen an Wasser. Waldflächen werden in der Nähe der Anwesen in der Regel abge-brannt und durch Rasenflächen sowie Pflanzun-gen standortfremder Gehölze und Beete ersetzt. Vom Autor durchgeführte Befragungen von Be-wohnern solcher Siedlungen ergaben, dass Wald-flächen in der Nähe von Condominios aus ver-schiedenen Gründen unerwünscht sind. Primär genannt wurden dabei

Ästhetische Aspekte, wobei das Ideal einer

Landschaft als eine Mischung aus Alm und wohlhabender Vorstadt beschrieben werden kann.

Einbruchsicherheit, da Waldflächen eine Überwachung der Grundstücke mit Scheinwerfern behindern.

Schutz vor Tieren (v.a. Schlangen), weniger Insekten.

Bessere Aussicht, wobei für den perfekten Blick auf das Gebirge auch schon einmal Sicherheitsbedenken beiseite geräumt werden (Bild 5.6.6).

Bild 5.6.6 Neubau in rutschungsgefährdeter

Hanglage 3. Bewusstes und unbewusstes Abbrennen

von Wäldern und Buschland In der brasilianischen Verfassung von 1988 sind die Mata Atlântica und die Serra do Mar als na-tionales Erbe (Patrimônio Nacional) klassifiziert. Zum Schutz der verbliebenen Wälder wurden Schutzgebiete unterschiedlicher Kategorien aus-

Kapitel 5: Ergebnisse 169 __________________________________________________________________________ gewiesen und Vernetzungsstrukturen geschaffen (vgl. Kap. 3.3.4). Zudem bestehen verschiedene Nutzungseinschränkungen, die sich aus dem Codigo Florestal von 1965 (Waldgesetz) sowie dem Decreto da Mata Atlântica (750/93), erge-ben. Von besonderer Bedeutung ist das Dekret 750, welches gemäß Artikel 1 eine Nutzung von Primärwäldern sowie von Sekundärwäldern in mittleren oder fortgeschrittenen Sukzessionssta-dien untersagt.

Vor diesem gesetzlichen Hintergrund sind Ro-dungen im gesamten Munizip Teresópolis – mit Ausnahme größerer Infrastrukturmaßnahmen und entsprechenden Ausnahmeregelungen – illegal. Während der Felduntersuchungen wurden ver-schiedene Landwirte in der Region befragt, denen die Gesetzgebung wohl bekannt ist. Sie verwie-sen auch auf Kontrollen, die von der IBAMA durchgeführt wurden. Ein offensichtliches Abhol-zen oder Abbrennen von Waldbeständen ist aus diesem Grunde mit strafrechtlichen Risiken ver-bunden. Allerdings werden die gesetzlichen Be-stimmungen nicht immer eingehalten.

Dabei dient das Abbrennen weniger der tradi-tionellen coivara, als vielmehr verschiedenen an-deren Zwecken. Die Motive ließen sich über Be-fragungen nur zum Teil und hinter vorgehaltener Hand identifizieren. Nach Angaben verschie-dener Informanten sind drei Faktoren besonders bedeutsam:

das Freihalten der Flächen für eine mögliche

zukünftige Nutzung, Land- und Immobilienspekulation sowie unbeabsichtigte Brände, die wahrscheinlich

vor allem beim Verbrennen von Müll und Vegetationsrückständen entstehen.

In Bezug auf das Freihalten von Flächen gab

ein Informant unumwunden zu, dass die Brände zum Teil auch in direktem Zusammenhang mit Dekret 750 stehen. Sobald nämlich das Busch-land in einen Sekundärwald eines mittleren Suk-zessionsstadiums übergeht, unterliegt dieser auto-matisch einem gesetzlichen Schutz. Dies bedeu-tet, dass eine Nutzung auf legalem Wege nicht mehr möglich ist. Somit ist es unproblematischer, die Flächen regelmäßig abzubrennen. 4. Landwirtschaftliche Nutzungsintensivie-

rung, vor allem Gemüsebau Mit dem Ausbau zur Bundesstraße im Jahr 1977 wurde die Marktanbindung der kleinteiligen

Agrarlandschaft zwischen Teresópolis und Nova Friburgo entscheidend verbessert. Die hohe Nachfrage an landwirtschaftlichen Produkten in der Metropole Rio de Janeiro und in den wach-senden Mittelstädten Teresópolis und Nova Fri-burgo führt gegenwärtig zu einer Ausweitung von Gemüsebauflächen. Beobachtet wurde eine zunehmende Umwandlung von Weiden und Buschland in Gemüsebauflächen auf mehr oder minder stark geneigten Hängen. Hangneigungen von über 30° waren dabei nicht selten. Hierdurch kommt es zu verstärkten denudativen Hangab-trägen (vgl. u.a. Kap. 5.3.2, Profil 17 und Kapitel 5.6.3, Bild 5.6.15). 5. Ökologisch unangepasste land- und

forstwirtschaftliche Nutzung Eine Weidenutzung mit einem hohen Viehbesatz führt in steilen Hanglagen zu verstärkten Boden-abträgen. Dem Aufreißen der Grasnarbe folgt bei anhaltender Überweidung eine Entwicklung von linearen Erosionsformen. Demgegenüber bewirkt das Vordringen des Gemüsebaus in steile Hang-lagen verstärkte flächenhafte Bodenabträge. In jüngerer Zeit wird zunehmend mit Eukalyptus-, daneben auch mit Pinus-Arten aufgeforstet. Die ökonomischen und ökologischen Vor- und Nach-teile der Aufforstungen sind hierbei gegeneinan-der abzuwägen.

Detaillierte Aussagen zu den genannten Aspekten werden in Kapitel 5.6.3 am Beispiel des Córrego Sujo-Einzugsgebietes getroffen. 6. Tourismus Die Wirkungen touristischer Nutzungen auf die Landschaft überschneiden sich mit verschiedenen anderen bereits erwähnten Aspekten, wie der Suburbanisierung, mangelndem Umweltbewusst-sein und dem Abbrennen von Wäldern. Dies liegt darin begründet, dass der Tourismus und die Ent-wicklung von Zweitwohnsitzen und Condominio-Siedlungen nur schwer zu trennen sind. Wie in Kapitel Kap. 3.2.3 erläutert, dominiert im Muni-zip Teresópolis der nationale Tourismus, vor al-lem aus der Stadt und dem Bundesstaat Rio de Janeiro. Die damit einhergehenden Probleme wurden bereits an verschiedene Stellen erläutert.

Die größeren Hotel Fazendas, die auf ein nationales und internationales Hochpreispubli-kum ausgerichtet sind, arbeiten nach KAHLERT (2004) überwiegend ökologisch verantwortungs-

170 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ bewusst, tragen jedoch zu einem hohen Flächen-verbrauch bei.

Gemessen an anderen Aktivitäten fallen die direkten Wirkungen durch Flächenverbrauch und Bodenversiegelung nach Auswertung von Satel-litenbildern und Geländebefahrungen jedoch kaum ins Gewicht. Ein weitaus größeres Problem ist nach Einschätzung des Autors das der Land-spekulation für touristische Zwecke, die zu einem Abbrennen von Wäldern bzw. einem Freihalten der Flächen durch Brände führt.

7. Korruption und Kriminalität Korruption und andere kriminelle Machenschaf-ten, vor allem im Rahmen der Land- und Immo-bilienspekulation, die einen Verlust von Wald-fragmenten zur Folge haben, sind grundsätzlich nicht auszuschließen. Konkrete Hinweise hierfür gibt es jedoch nicht. Verwunderlich ist allerdings, dass bei der Errichtung neuer Condominio-Sied-lungen Waldflächen trotz Schutzstatus durch De-kret 750 abgebrannt wurden, wie während der Felduntersuchungen mehrfach beobachtet wurde.

5.6.3 Historische und aktuelle Landschaftsdegradation: Detailuntersuchungen im Einzugsgebiet des Córrego Sujo

achfolgend werden die mit der Brandrodung und unangepassten Nutzungsformen bzw.

Übernutzungen einhergehenden Degradationsfor-men im Einzugsgebiet des Córrego Sujo identi-fiziert. Des Weiteren werden die Zusammenhän-ge zwischen historischer und aktueller Nutzung und Degradation hergestellt und einige grund-sätzliche Empfehlungen für eine besser an die Standortbedingungen angepasste Bewirtschaf-tung ausgesprochen.

Im Rahmen des Projektes BLUMEN (2002-2005, unveröffentlicht) wurde im Einzugsgebiet des Córrego Sujo eine Landnutzungskartierung durchgeführt. Abbildung 5.6.2 stellt die räum-liche Verteilung der erfassten Nutzungsarten dar, in der zugehörigen Tabelle sind die absoluten und prozentualen Anteile der einzelnen Nutzungen aufgeführt.

Demnach dominieren Weideflächen mit rund 41% der Gesamtfläche. Bezogen auf die land- und forstwirtschaftlich genutzte Fläche entspricht dies einem Anteil von 87%. Acker- und Gemüse-bauflächen nehmen demgegenüber nur 5,1% und die Gehölzpflanzungen 0,8% der Gesamtfläche ein. Zusammen kommen sie damit lediglich auf rund 12% der land- und forstwirtschaftlichen Nutzfläche. Der Anteil der in den Pflanzungen enthaltenen Eukalyptusaufforstungen liegt deut-lich unter 0,5%.

Der Anteil der Waldflächen an der Gesamt-fläche liegt immerhin bei 26,4%, weitere 18,2% nehmen das Buschland, die sogenannte capoeira, sowie 7,4% die Felsstandorte in Anspruch. Sied-lungs- und Verkehrsflächen haben einen Anteil von 0,5% an der Gesamtfläche, wobei das größte zusammenhängende Areal auf die Condominio-

Siedlung „Paraiso“ im Südosten des Einzugs-gebietes entfällt.

Die Hangneigungskarte (Abb. 5.6.3) zeigt, dass Neigungen zwischen 6 und 30% mit einem Anteil von zusammen 85,5 % dominieren. Wei-tere 10,2 % entfallen auf Steilhänge >30%, die sich häufig im Bereich von Felsmassiven, aber auch unter Wald, Buschland und Weide finden. Hänge mit Neigungen <6% nehmen nur 4,3% der Gesamtfläche ein. Hierbei handelt es sich um Auen und intramontane Becken, die meist als Acker- und Gemüsebauflächen sowie Weiden ge-nutzt werden, sowie um flache Kuppen.

Bereits durch die Flächenanteile wird deut-lich, dass der Acker- und Gemüsebau nicht nur auf Auen und Becken beschränkt ist. In Abb. 5.6.4 wurde die Landnutzungskarte mit der Hangneigungskarte verschnitten. Dabei sind die anthropogenen Nutzungen (Weide, Acker- und Gemüsebau, Pflanzungen und Siedlungsflächen) farbig hinterlegt und die beiden höchsten Hang-neigungsklassen schraffiert dargestellt.

Der Klasseneinteilung in Abb. 5.6.4 liegen Untersuchungen des INSTITUTO DE PESQUISAS TECNOLÓGICAS DO ESTADO DE SÃO PAULO - IPT (1990) zugrunde, wobei die Klassen 0-2% und 2-6% Hangneigung zu einer Klasse zusammenge-fasst und eine weitere Klasse >30 % eingeführt wurde. Nach den Untersuchungen des IPT (1990) reagieren die im Bundesstaat São Paulo vorkom-menden Böden mittlerer Erodibilität bereits ab ei-ner Hangneigung von 6% empfindlich gegenüber Bodenerosion. Für Böden hoher Erodibilität ist dies bereits unter 6% der Fall, während solche geringer Erodibilität erst ab Hangneigungen von 20% verstärkten Abträgen ausgesetzt sind.

N

Kapitel 5: Ergebnisse 171 __________________________________________________________________________

Vegetation / Nutzung Fläche abs. (ha) %

Strauch- und Grasvegetation (Busch; capoeira) 961 18,2 Wald (Fragmente) 1.393 26,4 Fels 390 7,4 Weide 2.143 40,6 Acker- und Gemüsebau 269 5,1 Pflanzungen (Gehölze und Obst) 41 0,8 Infrastruktur 26 0,5 Undefiniert 49 0,9 Summe 5.272 99,9

Abb. 5.6.2 Landnutzung im Einzugsgebiet des Córrego Sujo. (Projekt BLUMEN (2002-2005, unveröffentlicht)

172 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Klasse Neigung Fläche abs. (ha) %

1 >30% 537 10,2

2 20 bis 30% 1765 33,5

3 12 bis 20% 1976 37,5

4 6 bis 12% 766 14,5

5 <6% 228 4,3

Summe 5272 100,0

Abb. 5.6.3 Hangneigungsklassen im Einzugsgebiet des Córrego Sujo (eigene Darstellung nach Rohdaten aus dem Projekt BLUMEN 2002-2005, unveröffentlicht)

Kapitel 5: Ergebnisse 173 __________________________________________________________________________

Abb. 5.6.4 Anthropogene Nutzung in besonders gefährdeten Hanglagen (eigene Darstellung nach Rohdaten aus dem Projekt BLUMEN 2002-2005, unveröffentlicht)

174 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ In Abb. 5.6.4 sind nur die Hangneigung >20% dargestellt, da diese Flächen unter den gegebenen Niederschlagsverhältnissen mit sommerlichen Starkregen von >100 mm / Tag (vgl. Kap. 4.3.1) allein aufgrund der Neigung – unabhängig von den spezifischen Bodeneigenschaften und der da-durch bedingten Erodibilität – als empfindlich gegenüber Bodenerosion einzustufen sind. Sie nehmen insgesamt 44% der Gesamtfläche des Einzugsgebietes ein. Eine acker- bzw. gemüse-bauliche Nutzung sollte grundsätzlich unterblei-ben, auch unter Berücksichtigung von Schutz-maßnahmen, da diese in den Steilhängen keine hinreichende Wirkung entfalten (vgl. Tab. 5.6.1).

Tatsächlich dringt der Gemüsebau aber bereits in diese Steillagen vor, wie in Abb 5.6.4 zu er-kennen ist. Die Folgen werden in den Bildern 5.6.7 bis 5.6.9 deutlich. Bereits bei der Saatbett-bereitung bilden sich nach den ersten stärkeren Niederschlägen Rillen, die sich durch die ver-stärkten Scherkräfte des Abflusses zu Rinnen ausweiten. Zwar können diese durch Bearbeitung wieder beseitigt werden, jedoch kommt es auch unter Kultur sowie bei jeder neuen Saatbettberei-tung zu gravierenden Abträgen, da sich die linea-ren Abtragungsprozesse mit flächenhaften Abträ-gen zwischen den Rillen bzw. Rinnen überlagern. Das abgetragene Bodenmaterial wird häufig un-mittelbar durch die Gerinne abtransportiert. Im Bereich der Hänge verlieren die Böden zuneh-mend an Mächtigkeit, bis der Zersatz oder das Festgestein zu Tage tritt.

Bislang wurden die bewirtschafteten Steil-hänge überwiegend als Weideflächen genutzt, was bereits zu deutlich sichtbaren Degradations-formen geführt hat. Im Tal des Córrego Sujo – ohne dessen Seitentäler – wurden die verschie-denen Erosionsformen kartiert. Unter Weidenut-zung finden sich typischerweise Viehgangeln, die mancherorts durchstoßen sind, so dass sich das abfließende Niederschlagswasser sammelt und li-neare Bodenabträge bewirkt. Im Bereich der Kuppen hat die Überweidung lokal bereits zur Beseitigung der Grasnarbe geführt, so dass der entblößte Boden dem direkten Einfluss des Nie-derschlagswassers ausgesetzt ist (Bild 5.6.10).

Eine Hangdestabilisierung in Verbindung mit einer beginnenden Grabenbildung (Bild 5.6.11) wurde im Talverlauf des Córrego Sujo an drei Stellen beobachtet, weiter entwickelte, aktive Gullies wurden in zwei Fällen identifiziert. Im er-sten Fall handelt es sich um einen muschelför-migen Gully, der sich unter Weidenutzung aus ei-ner Depression heraus seitlich nach oben entwi-ckelt (Bild 5.6.12), der zweite Gully ist an einen

Abflussgraben entlang eines Zauns gebunden (Bild 5.6.13). Beide Gullies sind in den Zersatz eingeschnitten. Die Grabenbildung ist offensicht-lich auf Überweidung zurückzuführen. Vor dem Hintergrund der jungen Nutzung in diesem Ein-zugsgebiet (vgl. Kap.5.5) sind die Überweidungs-schäden hoch. Zwar ließen sie sich durch einen geringeren Viehbesatz, der unter Umständen so-gar stabilisierend wirken kann, bis zu einem ge-wissen Grade verringern, was jedoch aus ökono-mischer Sicht wenig attraktiv wäre. Schon heute ist die Viehwirtschaft in diesem Einzugsgebiet als unwirtschaftlich zu bewerten (TORRICO 2006). In Hanglagen >20% ist aber unabhängig von ökonomischen Erwägungen wegen der Ab-tragsgefährdung von einer Beweidung abzuraten.

Eine Aufforstung mit Eukalyptus (v.a. Euca-lyptus grandis) in Hanglagen >20% ist nach den Geländebefunden im Hinblick auf die Erosions- und Rutschungsgefährdung als kritisch zu bewer-ten. Dies ist darin begründet, dass das Wurzelsys-tem wenig stabilisierend wirkt und der Unter-wuchs nur spärlich ausgebildet ist. In neu ange-legten Aufforstungen ließen sich lineare Abträge in Form von Rillen feststellen, in einem Fall wur-de auch eine Rutschung beobachtet (Bild 5.6.14). Bei älteren Beständen besteht ein besserer Schutz gegenüber erosiven Niederschlägen durch eine mächtige Laubbedeckung. Die kurzen Umtriebs-zeiten von lediglich 10 bis 15 Jahren haben je-doch zur Folge, dass die Böden in kurzen Abstän-den nach Kahlschlag völlig entblößt und bei Neu-pflanzung relativ ungeschützt sind, wodurch das Risiko von Bodenabträgen steigt.

Der Anbau von Agrumen, v.a. Mandarinen, ist ebenfalls in steilen Hanglagen verbreitet. Ohne kulturtechnische und bodenschonende Maßnah-men besteht eine hohe Erosionsgefährdung; für unbedingt erforderlich werden Untersaaten und eine Verkleinerung der Nutzungslänge durch Stu-fung oder Terrassierung angesehen. Im Untersu-chungsraum werden derartige Maßnahmen meist getroffen, so dass die Erosionsgefährdung ent-scheidend reduziert wird. Eine aus Sicht der Bo-denerosion kritische Hangneigung unter Berück-sichtigung verschiedener Schutzmaßnahmen lässt sich aus den Geländebefunden nicht ableiten; hierzu bedarf es spezifischer Untersuchungen.

Als wesentliches Ergebnis ist festzuhalten, dass in Hanglagen >20% unabhängig von der Bo-denbeschaffenheit von Gemüsebau, Weidenut-zung und Eukalyptusaufforstungen aus Gründen der Bodenerosionsgefährdung generell abzuraten ist, während Dauerkulturen mit entsprechenden Schutzmaßnahmen potenziell geeignet sind.

Kapitel 5: Ergebnisse 175 __________________________________________________________________________

Bilder 5.6.7 Saatbettbereitung in steiler Hanglage, Rio Formiga

5.6.8 Saatbettbereitung und Entwaldung, Rio Formiga

5.6.9 Rillenbildung, Córrego Sujo 5.6.10 Überweidete Kuppe, Córrego Sujo 5.6.11 Gully-Bildung, Córrego Sujo 5.6.12 Muschelförmiger Gully, Córrego Sujo 5.6.13 Gully an Zaun, Córrego Sujo 5.6.14 Rutschung unter Eukalyptusaufforstung,

Córrego Sujo

176 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ Aus Sicht des Boden- und Biodiversitätsschutzes wären eine natürliche Sukzession und die Schaf-fung von Vernetzungsstrukturen zwischen den dann wesentlich größeren Waldfragmenten anzu-streben. Unter stärkerer Berücksichtigung wirt-schaftlicher Aspekte sind naturnahe Aufforstun-gen mit standortgerechten Gehölzen und einem selektiven Holzeinschlag sowie agroforstwirt-schaftliche Systeme, v.a. Agrosilvikultur, geeig-nete Alternativen.

Hangneigungen von 12-20% nehmen 37,5% und solche von 6 bis 12% weitere 14,5% der Ge-samtfläche des Einzugsgebietes in Anspruch. Sie werden derzeit vor allem als Weideflächen, zu-nehmend aber auch als Gemüsebauflächen ge-nutzt. In der Klassifikation des INSTITUTO DE PESQUISAS TECNOLÓGICAS DO ESTADO DE SÃO PAULO - IPT (1990) werden in beiden Hang-neigungsklassen Böden mittlerer bis hoher Erodi-bilität als empfindlich bis sehr empfindlich einge-stuft, während Böden geringer Erodibilität als wenig empfindlich bewertet werden. Zu den Bö-den geringer Erodibilität zählen hiernach La-

tossolos (Ferralsole) mit „mittlerer“ oder sandiger Textur, während Cambisole als sehr abtragsge-fährdet eingestuft werden. Für das Einzugsgebiet des Córrego Sujo ergibt sich aus dieser Einstu-fung, dass die Erosionsgefährdung von mehr als 50% der Gesamtfläche in entscheidendem Maße von der Erodibilität der Böden abhängt.

Eine räumliche Bewertung der Erodibilität ist auf Grundlage der kausalanalytischen, nicht flä-chenhaften Beprobung und des Fehlens großmaß-stäblicher Bodenkarten nur begrenzt möglich. Al-lerdings lassen sich grundlegende Bodeneigen-schaften und genetische Zusammenhänge aufzei-gen, die im Hinblick auf die Abtragsgefährdung und potentiell geeigneter Nutzungen von Interes-se sind. Im Hinblick auf die Erodibilität der Bö-den sind dabei in erster Linie die physikalischen Eigenschaften (Korngrößenverteilung, Aggregat-größe und -zustand, Wasserdurchlässigkeit) so-wie der Gehalt an organischer Substanz und die Steinbedeckung von Bedeutung, die sich im K-Faktor der USLE-Formel (WISCHMEIER & SMITH 1978) widerspiegeln:

K = 2,77*10-6

* M1,14

* (12-OS) + 0,043* (A-2) + 0,033* (4-D)

M = (% Schluff + Feinstsand)*(100-Ton) OS = % organische Substanz, wobei für OS > 4% der Wert 4 eingesetzt wird A = Aggregatklasse D = Durchlässigkeitsklasse

Einen besonders großen Einfluss auf den K-Fak-tor üben dabei nach AUERSWALD (1998a) der Anteil der Schluff- und Feinstsandfraktion, der Tongehalt sowie die Steinbedeckung aus, wobei die Erodibilität mit einem hohen Anteil an Schluff- und Feinstsand steigt und mit einem ho-hen Anteil der Tonfraktion und von bodende-ckenden Steinen sinkt. Der Anteil von boden-deckenden Steinen ist im Untersuchungsraum al-lerdings meist so gering, dass er nicht ins Ge-wicht fällt.

Nach den in Kapitel 5.3 dargestellten boden- und landschaftsgenetischen Befunden ist noch-mals besonders herauszustellen, dass die natür-lichen Bodeneigenschaften durch anthropogene Entwaldung und Nutzung maßgeblich verändert wurden. So sind die Ferralsole im Untersu-chungsraum überwiegend als degradierte Cambi-sole zu deuten. Eine Bildung roter Böden erfolgte

wahrscheinlich seit dem ausgehenden Tertiär nicht mehr, so dass sie als reliktisch zu betrachten sind.

Die Cambisole sind meist als Kolluvien an Unterhängen und unteren Mittelhängen zu deu-ten. Hinzu kommen Relikte brauner Böden in fla-cheren Ober- und Mittelhangbereichen sowie un-ter Waldstandorten jüngerer Sukzessionsstadien, die durch eine Humusanreicherung braun gefärbt sind, sich hinsichtlich ihrer Bodeneigenschaften aber von den Ferralsolen, aus denen sie hervorge-gangen sind, kaum unterscheiden. Cambisole aus Festgestein oder Zersatz (in situ) sind auf steile, bislang nicht abgebrannte und genutzte Wald-standorte beschränkt. Im Einzugsgebiet des Cór-rego Sujo wurden solche nicht entdeckt; mögli-cherweise gibt es sie aber noch in kleineren Seitentälchen.

Kapitel 5: Ergebnisse 177 __________________________________________________________________________ Hinsichtlich einer Einstufung der Erodibilität ist eine rein bodentypologische Unterscheidung auf-grund der dargestellten bodengenetischen Zusam-menhänge folglich nicht zielführend. In Bezug auf die maßgeblichen Parameter der Erodibilität lassen sich folgende Aussagen treffen: a) Bei den Ferralsolen handelt es sich um sehr

alte Böden, bei denen die Primärminerale größtenteils verwittert sind und die Tonmine-ralneubildung, primär in Form von Kaolinit, weit fortgeschritten ist. Da die Schlufffraktion weitgehend zu kleineren Korngrößen verwit-tert ist, dominieren die Ton- und Sandfraktion, wobei letztere aus verwitterungsresistenten Quarzen besteht. Meist liegt der Anteil der Ton- und Sandfraktion zusammen bei über 80%. Die Kornverteilung ist im Hinblick auf die Erodibilität günstig, da die Verschläm-mungsneigung gering und die Infiltrationsrate und Wasserleitfähigkeit hoch ist. Positiv wirkt sich auch das stabile Gefüge aus, da die Tone häufig – aber nicht immer – zu sandartigen Körnern (Pseudosand) verkitten.

Bei einem durchschnittlichen Bws-Hori-zont mit 32% Sand, davon 3% Feinstsand, 52% Ton, 16% Schluff, 1% organischer Sub-stanz, der Aggregatklasse 2 und Durchlässig-keitsklasse 4 liegt der K-Faktor bei 0,072, was als gering einzustufen ist (vgl. Tab. 5.6.2).

Bei den meisten Ah-Horizonten von Fer-ralsolen sowie Cambisolen, die sich aus Lato-solen entwickelt haben, liegt der K-Faktor zwischen 0,04 und 0,06 (vgl. Beispiele in Tab. 5.6.2), und damit noch etwas günstiger. Unter Wald wirkt sich dabei der höhere Gehalt an organischer Substanz positiv aus.

b) Im Hinblick auf die in der USLE-Formel nicht

erfasste potenzielle Stauwirkung von Unterbo-denhorizonten ist festzustellen, dass im Unter-suchungsraum keine nennenswerte, durch bo-denbildende Prozesse verursachte Anreiche-rung von Ton oder Sesquioxiden (Lessivie-rung, Podsolierung, Plinthisation) stattgefun-den hat, die zu einem Wasserstau führen wür-de. Allerdings finden sich besonders Ton- und schluffreiche Verwitterungshorizonte, die die Infiltration beeinträchtigen könnten.

c) Wie in Kapitel 5.3 erwähnt, sind die Verwit-

terungshorizonte (Cw) und Übergangshori-zonte zum Latosol (BswCw) sehr heterogen. Hier finden sich besonders tonreiche, sand-reiche, aber auch schluffreiche Zersatzhori-

zonte, die teilweise deutlich erosionsanfälliger sind, wenn sie durch fortschreitende Erosion an die Oberfläche gelangen (vgl. Tab. 5.6.2: Profil 18 = sandiger Zersatz, Profil 43 = schluffiger Zersatz).

d) Neben schluffreichen Zersatzhorizonten wur-

den auch Bw-Horizonte mit einer höheren Erodibilität festgestellt (Tab. 5.6.2, Profil 16). Die Ursache für die höhere Abtraggefährdung liegt primär in einem höheren Schluffgehalt (hier: 36%), der möglicherweise auf äolische Einträge im frühen Holozän zurückzuführen ist.

e) Die Unterhangkolluvien zeichnen sich in der

Regel durch höhere Tongehalte als die Böden an Ober- und Mittelhängen aus, was auf selek-tive Abträge der Tonfraktion in der Suspen-sion schließen lässt. Dies bedeutet, dass die Pseudosandbildung entweder nicht weit genug fortgeschritten oder aber die stabilisierende Wirkung nur begrenzt ist.

f) Besonders zu bedenken ist, dass es durch fort-

schreitende Bodenerosion bereits zu selekti-ven Abträgen gekommen ist, von denen insbe-sondere die Schluff- und Feinstsandfraktion, zudem aber auch die Tonfraktion betroffen waren. An den Mittel- und Oberhängen hat sich die Kornverteilung so zugunsten der Fein- bis Grobsandfraktion verschoben. Durch die Abträge der Schlufffraktion hat sich die Erodibilität gemäß der USLE-Formel folglich verringert, d.h. die Böden sind durch eine er-folgte Degradation heute als relativ unem-pfindlich einzustufen.

Insgesamt sind die Böden im Untersuchungs-

raum überwiegend als gering bis mäßig empfind-lich, und nur ausnahmsweise als empfindlich ein-zustufen. Dass es dennoch flächenhaft zu massi-ven Bodenabträgen kam und kommt, resultiert aus der Wirkung erosiver Niederschläge in Ver-bindung mit großen Hangneigungen und einer unsachgemäßen Nutzung. Hinsichtlich der Nie-derschläge sind dabei die hohe Intensität sowie der im Vergleich zu den mittleren Breiten grö-ßere Tropfendurchmesser (NILL 1998) maßge-bend. Lezterer könnte auch ein Grund für die ver-stärkten Abträge der Tonfraktion durch Zerstö-rung von Pseudosand sein.

Aus Sicht des Erosionsschutzes kommen als geeignete Nutzungen für Hangneigungen zwi-schen 12 und 20% neben naturnahen Aufforstun-

178 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ gen, agroforstwirtschaftlichen Systemen und ei-ner natürlichen Sukzession nur Dauerkulturen mit Untersaat in Frage. Letzte sind jedoch nur auf un-empfindlichen Böden zu empfehlen. Keine geeig-nete Alternative stellen aufgrund des geringen Bodendeckungsgrades Eukalyptus-Aufforstungen sowie der Gemüsebau dar. Dies beweisen Feld-beobachtungen, wonach unter beiden Nutzungen erhebliche Abträge stattfanden.

So wurde auf einem frisch bereiteten Saatbett in 11% Hangneigung beobachtet, dass Bodenma-terial denudativ verlagert wurde und es durch den splash-Effekt schon nach dem ersten Starknieder-schlagsereignis zu selektiven Abträgen kleinerer Korngrößen kam (siehe Bild 5.6.15). Darüber hinaus fanden aber auch beachtliche lineare Ab-träge in den Furchen der Bewässerungsrohre und in den Entwässerungsgräben statt. Diese negati-ven Effekte lassen sich nach Ansicht des Autors durch kulturtechnische Maßnahmen und eine bo-

denschonende Bearbeitung kaum in den Griff be-kommen.

Bild 5.6.15 Selektive Bodenabträge bei Saatbett-bereitung

Tab. 5.6.1 Abtragsempfindlichkeit in Abhängigkeit von Hangneigungen und Bodeneigenschaften sowie aus

Sicht des Erosionsschutzes empfohlene Nutzungen im Einzugsgebiet des Córrego Sujo

Hangneigung in %

Empfindlichkeit gegenüber Bodenerosion

Empfehlungen aus Sicht des Erosionsschutzes*)

>20 Sehr hoch, unabhängig von den Bodeneigenschaften

Naturnahe Aufforstungen mit standortgerechten Gehöl-zen, Agroforstwirtschaftliche Systeme oder natürliche Sukzession sind zu empfehlen.

12-20 Hoch bei relativ unempfind-lichen Böden mit geringen Schluff- und Feinsandanteilen; sehr hoch bei schluffreichen Böden

Naturnahe Aufforstungen, Agroforstwirtschaftliche Syste-me oder natürliche Sukzession werden präferiert. Dauer-kulturen mit Untersaat sind nur auf unempfindlichen Bö-den eine Alternative. Gemüsebau und Eukalyptusauffors-tungen sind generell nicht zu empfehlen.

6-12 Mittel bis hoch bei relativ unempfindlichen Böden mit geringen Schluff- und Feinsandanteilen; hoch bei schluffreichen Böden

Naturnahe Aufforstungen, Agroforstwirtschaftliche Syste-me oder natürliche Sukzession sind zu bevorzugen. Dau-erkulturen mit Untersaat und kulturtechnischen Maßnah-men sowie Eukalyptuspflanzungen sind Alternativen auf unempfindlichen Böden. Gemüsebau ist als kritisch ein-zustufen. Bei unempfindlichen Böden und entsprechen-den Schutzmaßnahmen (Streifennutzung, Terrassierung, Mulchsaat, etc.) bei Hangneigungen eventuell akzepta-bel. Hierzu bedarf es weiterer Untersuchungen.

2-6 Mäßig bis mittel bei relativ unempfindlichen Böden mit geringen Schluff- und Feinsandanteilen; mittel bei schluffreichen Böden

Bei sachgemäßer Bewirtschaftung und geeigneten Schutzmaßnahmen sind auf unempfindlichen Böden alle Anbausysteme möglich. Auf schluffreichen Böden sind bei Gemüsebau besondere Schutzmaßnahmen zu treffen.

0-2 gering Aus Sicht des Erosionsschutzes bestehen keine Einschränkungen.

*) Die Weidewirtschaft wird sowohl aus ökologischer als auch aus ökonomischer Sicht als grundsätzlich nicht geeignet eingestuft.

Kapitel 5: Ergebnisse 179 __________________________________________________________________________ Tab. 5.6.2 K-Faktoren nach der USLE-Formel (Wischmeier & Smith 1978) für Bodenhorizonte im

Untersuchungsraum

Profil-Nr. Horizont Bodenart K-Faktor

02 Ah Ts3 0,047

02 Bws*) Tl 0,072

16 Bw*) Lt2 0,348

17 Ah Ts4 0,058

18 Cw*) Sl3 0,177

43 Cw*) Lt3 0,353

46 Bws*) Ts2 0,049

60 Ah Ts2 0,053 *) bei Unterbodenhorizonten ist der geringere Gehalt an organischer Substanz zu berücksichtigen, der zu geringfügig höheren Werten führt. Als kritisch im Hinblick auf eine acker- oder ge-müsebauliche Nutzung ist die Hangneigungsklas-se zwischen 6 und 12% zu beurteilen. Bei Hang-neigungen zwischen 6 bis 8% ließen sich unter Umständen mit entsprechenden kulturtechnischen Maßnahmen und einer angepassten Bodenbear-beitung wenig empfindliche Böden unter Kultur nehmen, ohne dass erhebliche Erosionsschäden zu erwarten wären. Einen genauen Aufschluss hierüber können aber nur spezifische Untersu-chungen in Form von Abtragmessungen geben. Auch bei Hangneigungen zwischen 2 und 6% wären zumindest bei empfindlichen Böden ent-sprechende Schutzmaßnahmen zu treffen.

Als besonderes Risiko des Gemüsebaus ist zu-dem die hohe Kaliumdüngung herauszustellen, welche die Erodibilität der Böden zusätzlich er-höht, da sich einwertige Kationen mit einer gro-ßen Wasserhülle umgeben, die den Abstand zwi-schen den Teilchen vergrößert und so die Aggre-gatstabilität verringern (AUERSWALD 1998a: 33).

Aus Sicht des Bodenschutzes ist das Vordrin-gen des Gemüsebaus in steile Hanglagen fatal. Zwar führen auch Überweidung und das regelmä-ßige Abbrennen von Buschland zu massiven Ero-sionsschäden, jedoch werden diese durch Umnut-zung von Weiden und Buschland noch verstärkt, da der Boden während der Saatbettbereitung in der Regenzeit ungeschützt den erosiven Nieder-schlägen ausgesetzt ist und auch unter den meis-ten Gemüsebaukulturen bei fehlenden Untersaa-ten und sonstigen Schutzmaßnahmen hohe Abträ-ge erfolgen. Da die Bodendecke oftmals nur we-nige Dezimeter mächtig ist – auch da bereits massive Abträge stattgefunden haben – wird sich die nutzbare Fläche verringern. Hinzu kommt, dass der Wasserbedarf zur Bewässerung steigen

wird, wodurch es wahrscheinlich mittelfristig zu saisonalen Engpässen in der Wasserverfügbarkeit kommen wird.

Als Fazit bleibt festzuhalten, dass der Ge-müsebau für die gesamte Region von großer wirtschaftlicher Bedeutung ist, und dass es bei ei-nem gezielteren Einsatz von Düngemitteln und Pestiziden auch möglich sein sollte, die sehr ho-hen Beeinträchtigungen von Wasser- und Boden-ressourcen auf ein tolerierbares Maß zu reduzie-ren. In keinem Falle sollte der Gemüsebau jedoch weiter in erosionsgefährdete Hanglagen vordrin-gen. Catena am Unterlauf des Córrego Sujo Am Unterlauf des Córrego Sujo wurde die geo-morphologische Prozessdynamik im Hang- und Auenbereich vertieft untersucht. An die im Mittel zwischen 50 und 80 m breite Aue schließt im Sü-den ein Hang mit einer mittleren Neigung von 20 % an. Die Aue und der Unterhang sind be-weidet. Oberhalb der Weidefläche befindet sich das Waldfragment „Sorvete“, während die Kup-pe entwaldet und mit vereinzelten Büschen und Palmen der Gattung Attalea bestanden ist. Von der Kuppe (906 m ü. M.) bis zum Bach (792 m ü. M.) wurde eine Catena mit fünf Probe-nahmepunkten gelegt. Jeweils eine weitere Probe wurde am Bachlauf sowie am Mittelhang in un-mittelbarer Nachbarschaft zum Fragment genom-men. Die Catena ist in Abbildung 5.6.5 darge-stellt, der Aufnahmebogen findet sich in Anhang 1.5.

Der gegenüberliegende Hang zeigt eine hete-rogene Vegetationsbedeckung. Oberhalb eines

180 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ bachbegleitenden Waldes mit Pionierarten, unter anderem der Gattung Cecropia, folgt ein Mosaik aus Sekundärwald, Busch und Brandflächen so-wie ein größeres Anwesen mit umgebender Park-anlage. Der Oberhang und die Kuppe sind ent-waldet. Der Hang nördlich des Baches wurde nicht beprobt.

Die Probenahme auf der entwaldeten Kuppe des Nordwesthanges offenbarte eine geringe Bo-denmächtigkeit; bei Profil 32 lediglich 40 cm, darunter folgte der rote Zersatz. Besonders inte-ressant sind die Bodenfarben. Die Beprobung er-gab ein Vorherrschen rotbrauner Farben mit ei-nem Munsell-Farbwert von 5YR 4/4. Ein durch-gängiger brauner Boden war also nicht erhalten, allerdings fanden sich unterhalb der Kuppe Reste brauner Böden mit Farbwerten von 7,5YR 4/4 bis 5/4 sowie Verspülungen, bei denen eine Vermi-schung von braunem und rotem Material deutlich erkennbar war. Des Weiteren fiel ein hoher An-teil von Holzkohlestücken im Profil auf. Hieraus ist zu schließen, dass der braune Boden die Kup-pe überzog, jedoch nach Brandrodung größten-teils abgetragen oder mit rotem Bodenmaterial vermischt wurde. Profil 32 ist daher als ein durch Profilkappung aus einem Cambisol hervorgegan-gener Ferralsol zu deuten. Der Bws-Horizont ist durch einen niedrigen pH-Wert (4,2), einen ge-ringen Gehalt an organischer Substanz (2,4%), ein enges C/N-Verhältnis (9,7), geringe Nähr-stoffgehalte (0,6 mg/100g P2O5 und 3,2mg/100 g K2O) sowie eine sehr geringe KAKpot (10,1) und Basensättigung (0,6%) charakterisiert.

Der bewaldete Oberhang zeigte eine heteroge-ne Vegetationsstruktur. Am Stammdurchmesser und an der Wuchshöhe der Bäume war zu erken-nen, dass es sich innerhalb des Fragments um un-terschiedlich alte Bestände handelte. Im gesam-ten Fragment fanden sich Kaffeepflanzen, an den Rändern auch andere Nutzpflanzen, wie Echte Aloe (Aloe vera) und Mandarine (Citrus reticu-lata). Typische Pioniergehölze waren die der Gattungen Cecropia und Piptadenia. Bei den jungen Gehölzbeständen entlang des Weges ober-halb der Weidefläche war häufig ein Säbelwuchs als Folge von Rutschungen festzustellen (Bild 5.6.16).

Bei Profil 30 im zentralen Bereich des Frag-ments handelt es sich um ein locker gelagertes Kolluvium mit geringer Profildifferenzierung und einem hohen Anteil an Holzkohle. Im AhBw(M)-Horizont waren zudem Brandspuren sichtbar. Es wurden zwei kolluviale Horizonte ausgegliedert: ein rötlich-brauner (5YR 3/4 bis 5YR 4/4) und ein (gelb)roter (2,5YR 4/6 bis 5YR 4/6) mit ei-

nem höheren Anteil an Saprolithstücken. Die bo-denchemischen Analysen ergaben nur geringe Unterschiede im pH-Wert der Horizonte und eine mäßige Humusanreicherung im Oberboden, mit denen etwas höhere Phosphat- und Kaliumge-halte sowie eine höhere KAKpot einhergehen.

Auf der gleichen Höhe wurde eine angrenzen-de Weidefläche beprobt (Profil Nr. 31). Der Oberboden war hier (gelb)rot gefärbt (2,5YR 4/6 bis 5YR 4/6) und etwas dichter gelagert als der des Kolluviums im Fragment. Er enthielt wenig Holzkohle und zahlreiche Saprolithstücke. Diese Merkmale lassen auf eine Profilkappung nach Brandrodung schließen. Es handelt sich somit wie im Kuppenbereich um einen ehemaligen Un-terbodenhorizont. Die im Vergleich zum Wald-profil geringeren Nährstoffgehalte korrespondie-ren mit einem geringeren Gehalt an absorbieren-der organischer Substanz.

An der Wegböschung unterhalb des Frag-ments wurde auf einer randlich verbuschten Waldfläche eine weitere Beprobung vorgenom-men (Profil 02). Bei 70 cm unter GOF war deut-lich die Grenze zwischen dem Kolluvium und dem roten Latosol (Bws-Horizont) zu erkennen. Dabei enthielt das rotbraune Kolluvium (5YR 3/4) Holzkohle und Saprolithstücke, während die Probe des roten Latosols (2,5YR 4/6 bis 4/8) skelettfrei war. Bodenchemisch fällt der etwas höhere pH-Wert des Latosols (4,5 gegenüber 4,2) auf, während die Kornverteilung in beiden Hori-zonten sehr ähnlich ist, mit hohen Tongehalten zwischen 50 und 55% und Schluffgehalten um 15%. Der Bws-Horizont wird als tertiärer Boden gedeutet, dem ein jüngeres Kolluvium aufliegt, welches auf Brandrodung zurückgeht. Die Feo/ Fed-Verhältnisse sind entsprechend im Ah- und im Bw(M)-Horizont mit 0,040 bzw. 0,022 höher als im Bws-Horizont mit 0,007.

Am beweideten Mittel- und Unterhang fanden sich zahlreiche Termitenbauten, die Höhen bis zu einem Meter erreichten (Bild 5.6.17). Überwei-dungsschäden zeigten sich in Form von Viehgan-geln, die zum großen Teil bereits durchstoßen waren und sich zu Abflussbahnen entwickelten (Bild 5.6.18). Gullies waren jedoch (noch) nicht ausgebildet.

Das Profil 03 am Unterhang ließ zwei Meter mächtige kolluviale Ablagerungen erkennen, die in zwei Horizonte unterteilt wurden. Der obere enthielt einen hohen Anteil an Holzkohle, die im unteren gänzlich fehlte. Die pH-Werte des kollu-vialen Materials liegen bei 5,0, ein deutlicher Sprung auf 5,6 erfolgt im Latosol. Der höhere pH-Wert im Bws-Horizont lässt sich mit einer

Kapitel 5: Ergebnisse 181 __________________________________________________________________________ Düngewirkung unter Weide am Wegrand erklä-ren. Das Feo/Fed-Verhältnis weist den roten La-tosol gegenüber dem unteren Kolluvium als den älteren Boden aus (0,018 im 2Bw[M] gegenüber 0,009 im Bws). Demgegenüber sind die Kornver-teilungen beider Horizonte nahezu identisch. Aufgrund des höheren Feo/Fed-Verhältnisses ist davon auszugehen, dass es sich bei dem 2Bw(M) um ein älteres (pleistozänes oder jungholozänes) Kolluvium handelt, welches im Gegensatz zum oberen Kolluvium Bw(M) nicht in Verbindung mit einer jüngeren Brandrodung steht.

In der Aue wird der Latosol von jüngeren Se-dimenten überlagert, die am beprobten Bachauf-schluss (Profil 38) eine Mächtigkeit von 1,9 m aufweisen. Der Umbric Fluvisol zeigt die für Auensedimente charakteristische Abfolge san-diger und toniger Ablagerungen sowie eine Ver-gleyung. Fünf Beprobungen ergaben nach unten hin abnehmende pH-Werte von 4,9 auf 4,7. Die im Vergleich zu den terrestrischen Böden deut-lich höheren Feo/Fed-Verhältnisse von 0,19 im Ah- und 0,17 im CB-Horizont sind auf eine An-wesenheit organischer Eisenkomplexe und fein-disperser Eisenoxide aus dem Flusswasser und in diesem Falle nicht auf den Alterungsgrad zurück-zuführen. Holzkohle wurde nur bis in eine Tiefe von 80 cm nachgewiesen. Leider konnte aus Kos-tengründen keine 14C-Datierung vorgenommen werden, aber auch ohne diese ist davon auszu-gehen, dass die Ablagerungen bis in diese Tiefe mit der ersten Rodungsphase zusammenfallen.

Im Bereich einer Talverengung rund 400 m oberhalb des Probenahmepunktes 38 ist eine kas-kadenförmige Gesteinsschwelle ausgebildet. Dies zeigt, dass sich die Gewässersohle im Bereich des Festgesteins befindet.

Im Hinblick auf die aktuell zu beobachtenden anthropogen bedingten Degradationsformen und hieraus resultierende zukünftige Nutzungsproble-me werden zwei grundsätzliche Folgen deutlich: verstärkte Abtragungsprozesse im Hangbereich

unter Weide sowie eine Veränderungen im Ab-flussverhalten des Córrego Sujo.

Für die zukünftige Nutzung in Hangbereichen ist die Mächtigkeit der Bodendecke ein limitie-render Faktor. Auf Kuppen und Oberhängen ist diese als Folge verstärkter Bodenerosion nach Brandrodung bereits auf wenige Dezimeter redu-ziert, so dass bei weiteren Abträgen der Zersatz zu Tage treten wird, der eine landwirtschaftliche Nutzung einschränkt. Dieses Problem besteht als Folge von Überweidung zum Teil auch an Mittel- und Unterhängen. Besonders deutlich wird dies im Bereich der Runsen, in denen, wie in Bild 5.6.19, bisweilen das Festgestein zu Tage tritt. Dies zeigt, dass die Verwitterungsfront unregel-mäßig ausgebildet und die Bodendecke um die Festgesteinsausbisse geringmächtig ist. Diese Be-reiche sind durch Viehtritt besonders gefährdet, da Bodenmaterial zur Runse hin abrutscht und bei Starkniederschlagsereignissen ausgespült wird.

Weiterhin kommt es zu einem schnelleren Oberflächenabfluss nach Starkniederschlägen und damit einer Veränderung der Gewässerdyna-mik. Wo bis vor wenigen Jahren die Talböden noch Akkumulationsgebiete waren (Auenlehmge-nese), kommt es nun zu einer verstärkten Ein-schneidung der Gerinne. Neben der Tiefenero-sion ist eine starke Zunahme der Seitenerosion zu beobachten, die unter anderem an das häufigere Auftreten von Hochwässern gebunden ist.

Am Unterlauf des Córrego Sujo zeigen sich diese Veränderungen durch Unterschneidungen der Uferböschung (Bild 5.6.20) sowie der Ausbil-dung von Uferwällen (Leveés, Bild 5.6.21), die von verstärkten Sandablagerungen nach Hoch-wässern zeugen. Bei einer fortschreitenden Ent-waldung und Bodenversiegelung wird sich die Situation in Bezug auf Hochwasserereignisse weiter verschärfen. Darüber hinaus ist durch Sei-tenerosion ein Verlust landwirtschaftlich hoch-wertiger Auenböden zu befürchten.

Bild 5.6.16 Säbelwuchs Bild 5.6.17 Kleiner Termitenbau Bild 5.6.18 Durchstoßene Vieh-

gangel

182 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________

Bild 5.6.19 Gesteinsausbiss in Runse

Bild 5.6.20 Seitenerosion am Córrego Sujo Bild 5.6.21 Levée am Ufer des Córrego Sujo

Bodenabträge

Wasserabflussbahn

Bodenabträge

Kapitel 5: Ergebnisse 183 _________________________________________________________________________________________________________________________

Abb. 5.6.5 Profil am Unterlauf des Córrego Sujo

184 Kapitel 5: Ergebnisse __________________________________________________________________________ 6. Diskussion

6.1. Zur tertiären Relief- und Bodenentwicklung

ie Serra do Mar mit der Serra dos Órgãos nimmt aus geomorphologisch-bodengeogra-

phischer Sicht als junges Hebungsgebiet eine Sonderstellung innerhalb des brasilianischen Schildes ein. Im Gegensatz zu den stark einge-rumpften Altiplanos des zentralbrasilianischen Berglandes, deren Relief mit sanften, wellig bis hügeligen Formen einen typischen Mittelgebirgs-charakter besitzt, zeichnet sich die Serra dos Órgãos durch eine hohe Reliefenergie aus. Das Steilrelief mit großen Höhenunterschieden auf kurzer Distanz und die verschiedenen Vegeta-tionsstufen mit den „Campos de Altitude“ als Gebüsch- und Grasformationen der Gipfelfluren erinnern eher an ein Hochgebirge. Im nördlichen Hinterland flacht das Gebirge zusehends ab und es ragen nur einzelne Inselberge aus der hügeli-gen Landschaft heraus.

Wenngleich die Inselberggenese keine zentra-le Fragestellung dieser Arbeit ist, so sind doch ei-nige Worte hierüber zu verlieren. Die oft als ty-pisch für den Bundesstaat Rio de Janeiro darge-stellten Zuckerhüte wurden in ihrer „klassi-schen“ Form (Pão de Açucar in Rio de Janeiro) in der Serra dos Órgãos nur im Bereich der Steil-hänge im Luv angetroffen. Im Lee des Gebirges sind hingegen weniger steile Block- oder Dom-inselberge vorherrschend. Dies deutet auf unter-schiedliche Entstehungsmechanismen hin.

Im Luv des Gebirges wurden die Inselberge aus den steilen Talhängen herauspräpariert. BRE-MER (1999: 67) gibt als Faustzahl für die Tiefer-legung der einen Inselberg umgebenden Fläche um 100 m eine Zeitspanne von 2 bis 10 Millio-nen Jahren an. Im Luv der Serra dos Órgãos ist unter Berücksichtigung des raschen Hebungspro-zesses, des Steilreliefs sowie hoher Niederschlä-ge, Verwitterungsintensitäten und Abflüsse von eher kurzen Zeiträumen auszugehen. Die Anlage der zum Teil mehrere hundert Meter aus den Hängen aufragenden Inselbergen und Felsnadeln ist aber in jedem Fall ins Tertiär zu datieren, wo-bei eine Weiterbildung im Quartär erfolgte.

Die charakteristische prall-konvexe Born-hardt-Form ist nach Auffassung des Autors an zwei Faktoren gebunden: (a) eine rasche tektoni-sche Hebung und (b) hohe Niederschläge in Ver-bindung mit intensiver Verwitterung und hohen linearen Abflüssen unter Waldvegetation. Den

ersten Faktor betont auch WIRTHMANN (1994) für die Entstehung der Inselberge von Rio de Ja-neiro, wobei er, wie auch andere Autoren (u.a. SEMMEL 1991) die prall-konvexe Form als Folge einer raschen Druckentlastung während der Ab-tragung interpretiert. WIRTHMANN (1994) deutet die Topographie der Bucht von Rio de Janeiro als untergetauchtes Talsystem, lässt aber die Frage offen, inwieweit Topographie, Petrographie und Klima die Anlage des Talsystems und die Genese der Inselberge bestimmt haben.

Die Tatsache, dass in der Serra dos Órgãos ty-pische Bornhardts nur im Luv ausgebildet sind, nicht aber im Steilrelief im Lee, lässt darauf schließen, dass nicht allein die rasche Hebung, sondern auch die Klimaverhältnisse und damit die Verwitterung, das Abflussverhalten und die Vegetationsbedeckung eine maßgebliche Rolle bei der Anlage der Inselberge gespielt haben. Der Autor vermutet, dass über lange geologische Zeiträume eine relative stabile Wetterlage mit feuchten Luftmassen aus Richtung Atlantik ge-herrscht hat, die, wie heute, ausgiebige Stei-gungsregen mit sich brachte und damit die Exis-tenz von Regenwäldern ermöglichte. Unter die-sen kam es zu einer intensiven chemischen Ver-witterung und aufgrund der geschlossenen Vege-tationsdecke zu linearen Abträgen. So entstanden Talsysteme, die von kleineren Wasserabflussbah-nen (Runsen) gespeist wurden. Ob die Anlage der Inselberge erst unter feuchter werdenden Klima-verhältnissen im Pliozän erfolgte oder die Bedin-gungen im Luv des Gebirges auch schon in den trockeneren Zeitaltern des Eozän bis Miozän zeit-weise feucht genug für eine geschlossene Wald-bedeckung waren, lässt sich auf Grundlage der Untersuchungen dieser Arbeit nicht beurteilen.

Die Auswertung der geologischen Karte des Bundesstaates Rio de Janeiro (vgl. Kap. 5.2.1) zeigt, dass die prall-konvexen Bornhardts inner-halb dieser Talsysteme petrographisch angelegt sind. Dies gilt beispielsweise für die Inselberge südlich von Petrópolis. Möglicherweise gibt es auch Bornhardts, die keine Gesteinsunterschiede erkennen lassen; vom Autor wurden solche aber weder im Feld noch auf Satellitenbildern identifi-ziert. Dies stützt die These von WIRTHMANN (1994: 179), dass wahrscheinlich Gesteinsunter-schiede zusammen mit einer divergierenden Ver-

D

184 Kapitel 6: Diskussion __________________________________________________________________________ 6. Diskussion

6.1. Zur tertiären Relief- und Bodenentwicklung

ie Serra do Mar mit der Serra dos Órgãos nimmt aus geomorphologisch-bodengeogra-

phischer Sicht als junges Hebungsgebiet eine Sonderstellung innerhalb des brasilianischen Schildes ein. Im Gegensatz zu den stark einge-rumpften Altiplanos des zentralbrasilianischen Berglandes, deren Relief mit sanften, wellig bis hügeligen Formen einen typischen Mittelgebirgs-charakter besitzt, zeichnet sich die Serra dos Órgãos durch eine hohe Reliefenergie aus. Das Steilrelief mit großen Höhenunterschieden auf kurzer Distanz und die verschiedenen Vegeta-tionsstufen mit den „Campos de Altitude“ als Gebüsch- und Grasformationen der Gipfelfluren erinnern eher an ein Hochgebirge. Im nördlichen Hinterland flacht das Gebirge zusehends ab und es ragen nur einzelne Inselberge aus der hügeli-gen Landschaft heraus.

Wenngleich die Inselberggenese keine zentra-le Fragestellung dieser Arbeit ist, so sind doch ei-nige Worte hierüber zu verlieren. Die oft als ty-pisch für den Bundesstaat Rio de Janeiro darge-stellten Zuckerhüte wurden in ihrer „klassi-schen“ Form (Pão de Açucar in Rio de Janeiro) in der Serra dos Órgãos nur im Bereich der Steil-hänge im Luv angetroffen. Im Lee des Gebirges sind hingegen weniger steile Block- oder Dom-inselberge vorherrschend. Dies deutet auf unter-schiedliche Entstehungsmechanismen hin.

Im Luv des Gebirges wurden die Inselberge aus den steilen Talhängen herauspräpariert. BRE-MER (1999: 67) gibt als Faustzahl für die Tiefer-legung der einen Inselberg umgebenden Fläche um 100 m eine Zeitspanne von 2 bis 10 Millio-nen Jahren an. Im Luv der Serra dos Órgãos ist unter Berücksichtigung des raschen Hebungspro-zesses, des Steilreliefs sowie hoher Niederschlä-ge, Verwitterungsintensitäten und Abflüsse von eher kurzen Zeiträumen auszugehen. Die Anlage der zum Teil mehrere hundert Meter aus den Hängen aufragenden Inselbergen und Felsnadeln ist aber in jedem Fall ins Tertiär zu datieren, wo-bei eine Weiterbildung im Quartär erfolgte.

Die charakteristische prall-konvexe Born-hardt-Form ist nach Auffassung des Autors an zwei Faktoren gebunden: (a) eine rasche tektoni-sche Hebung und (b) hohe Niederschläge in Ver-bindung mit intensiver Verwitterung und hohen linearen Abflüssen unter Waldvegetation. Den

ersten Faktor betont auch WIRTHMANN (1994) für die Entstehung der Inselberge von Rio de Ja-neiro, wobei er, wie auch andere Autoren (u.a. SEMMEL 1991) die prall-konvexe Form als Folge einer raschen Druckentlastung während der Ab-tragung interpretiert. WIRTHMANN (1994) deutet die Topographie der Bucht von Rio de Janeiro als untergetauchtes Talsystem, lässt aber die Frage offen, inwieweit Topographie, Petrographie und Klima die Anlage des Talsystems und die Genese der Inselberge bestimmt haben.

Die Tatsache, dass in der Serra dos Órgãos ty-pische Bornhardts nur im Luv ausgebildet sind, nicht aber im Steilrelief im Lee, lässt darauf schließen, dass nicht allein die rasche Hebung, sondern auch die Klimaverhältnisse und damit die Verwitterung, das Abflussverhalten und die Vegetationsbedeckung eine maßgebliche Rolle bei der Anlage der Inselberge gespielt haben. Der Autor vermutet, dass über lange geologische Zeiträume eine relative stabile Wetterlage mit feuchten Luftmassen aus Richtung Atlantik ge-herrscht hat, die, wie heute, ausgiebige Stei-gungsregen mit sich brachte und damit die Exis-tenz von Regenwäldern ermöglichte. Unter die-sen kam es zu einer intensiven chemischen Ver-witterung und aufgrund der geschlossenen Vege-tationsdecke zu linearen Abträgen. So entstanden Talsysteme, die von kleineren Wasserabflussbah-nen (Runsen) gespeist wurden. Ob die Anlage der Inselberge erst unter feuchter werdenden Klima-verhältnissen im Pliozän erfolgte oder die Bedin-gungen im Luv des Gebirges auch schon in den trockeneren Zeitaltern des Eozän bis Miozän zeit-weise feucht genug für eine geschlossene Wald-bedeckung waren, lässt sich auf Grundlage der Untersuchungen dieser Arbeit nicht beurteilen.

Die Auswertung der geologischen Karte des Bundesstaates Rio de Janeiro (vgl. Kap. 5.2.1) zeigt, dass die prall-konvexen Bornhardts inner-halb dieser Talsysteme petrographisch angelegt sind. Dies gilt beispielsweise für die Inselberge südlich von Petrópolis. Möglicherweise gibt es auch Bornhardts, die keine Gesteinsunterschiede erkennen lassen; vom Autor wurden solche aber weder im Feld noch auf Satellitenbildern identifi-ziert. Dies stützt die These von WIRTHMANN (1994: 179), dass wahrscheinlich Gesteinsunter-schiede zusammen mit einer divergierenden Ver-

D

Kapitel 6: Diskussion 185 __________________________________________________________________________ witterung und Abtragung für die Ausbildung von Bornhardts verantwortlich sind.

Für eine Formung durch Vegetationszyklen, wie von FREISE (1938) und BAKKER (1958) vor-geschlagen, gibt es hingegen keine Hinweise. Nach Ansicht des Autors waren die hohen Ver-witterungsraten unter Regenwald, die Ausräu-mung des verwitterten Materials durch die Gerin-ne sowie verstärkte Abtragsimpulse durch abflie-ßendes Regenwasser am Fuß der Inselberge, die den Inselberg an der Basis nach und nach weiter „freilegten“, die maßgeblichen Mechanismen.

Eine Entstehung durch parallelen Hangrück-zug am Gebirgsfuß (WIRTHMANN 1977, AHNERT 1982) führte zumindest im Untersuchungsraum nicht zur Entstehung von Inselbergen, sondern zu zertalten Vorgebirgen mit kleineren Bergen und Kuppen, die bei fortschreitendem Hangrückzug isoliert und in Meias Laranjas umgeformt wur-den. Der mit dem Hangrückzug einhergehende Prozess der Pediplanation hat wahrscheinlich be-reits mit der Hebung eingesetzt und so zu einer Ausweitung des Guanabara-Grabens, als eine tektonisch angelegte Struktur, geführt. Entspre-chend finden sich in mehreren Kilometern Ab-stand zum heutige Gebirgsfuß Schwärme halber Orangen als Relikte des Gebirgsrückzuges (vgl. Kap. 2.2.1, Abb. 2.2.3). Möglicherweise wurden später auch halbe Orangen aus Talböden heraus-geschnitten, wie von ROHDENBURG (1982: 87) beschrieben. Diesbezüglich wurden im Rahmen dieser Arbeit keine Felduntersuchungen durchge-führt. Bei den vier untersuchten halben Orangen ist eine solche Genese aufgrund des Kerns aus Zersatzmaterial allerdings auszuschließen.

Die im Lee des Gebirges schwerpunktmäßig im Bergland nordöstlich von Teresópolis durch-geführten Untersuchungen lassen eine intensive Zertalung mit zahlreichen Runsen, Gerinnen und Inselbergen erkennen. Die flacheren Formen die-ser Inselberge werden auf eine im Vergleich zum Luv langsamere Abtragung und Druckentlastung zurückgeführt, die durch die geringere Relief-energie, geringere Niederschläge und Hangab-flüsse sowie eine andere Vegetationsdynamik be-dingt sind. Der mit der Hebung der Serra do Mar/ Serra dos Órgãos ausgebildete orographische Luvseiten-Effekt führte im Lee des Gebirges zu deutlich geringeren Niederschlägen als im Luv. Dies hatte zur Folge, dass in den trockenen Klimaperioden des mittleren Tertiärs und der quartären Kaltzeiten im Lee die Wälder wahr-scheinlich durch eine offene Savannenvegetation ersetzt wurden. Gestützt wird diese These durch Pollenanalysen, die für Südostbrasilien eine sehr

lang andauernde trockene Periode im Oligozän und Miozän (RIZZINI 1979) sowie deutlich kürze-re Trockenphasen während der pleistozänen Kalt-zeiten (BEHLING & LICHTE 1997, LEDRU et al. 1998, BEHLING et al. 2002) belegen.

Unter trockenen Klimabedingungen kam es unter Savannenvegetation im Vergleich zu Re-genwaldbedeckung zu deutlich geringeren chemi-schen Verwitterungsintensitäten. Umstritten ist, wie sich die Vegetationsauflichtung auf die Ab-tragsraten ausgewirkt hat. BIGARELLA & BECKER (1975) gehen davon aus, dass die trockenen Ver-hältnisse zu verstärkten Abträgen und damit zu einem Freilegen des Kristallins in höheren Re-liefpositionen und einer Verfüllung von Senken geführt haben. Dies würde bedeuten, dass es im Lee des Gebirges über rund 30 Mio. Jahre im Oligozän und Miozän zu einer nur langsamen Tieferlegung der welligen Verwitterungsbasis bei gleichzeitiger Einebnung des Reliefs durch Ver-füllungen gekommen ist. Inselberge wären dem-nach als Grundhöcker im Sinne BÜDELs (1957, 1977) zu interpretieren. Die für das mittlere Ter-tiär angenommene Verfüllung der Senken steht nicht im Widerspruch zu Untersuchungen, wo-nach die (heutige) Savannenvegetation hinsicht-lich der Bodenabträge als relativ stabil einzustu-fen ist (GREINERT 1992). Bezogen auf die Ver-hältnisse im Oligozän/Miozän sind die sehr lan-gen Zeiträume unter trocken-warmen Verhältnis-sen zu berücksichtigen, in denen die Abtragsraten die der Verwitterung übertroffen haben dürften.

Unter feucht-warmen Klimaverhältnissen kehrten im Pliozän die Wälder zurück und es kam zu einer verstärkten Talbildung. Dabei wur-den die Füllungen durch die Flüsse teilweise aus-geräumt und die Grundhöcker freigelegt. Ihre Weiterentwicklung als Inselberge erfolgte an der Basis durch verstärkte Abtragsimpulse infolge abfließenden Regenwassers, zudem aber auch in Talungen durch Tieferlegung der Gewässersohle in Form von Umlaufbergen (vgl. Kap. 5.2.2, Bild 5.2.1). Eine petrographische Anlage von Insel-bergen lässt sich auf Grundlage der geologischen Karte des Bundesstaates Rio de Janeiro im Lee der Serra nicht nachweisen (vgl. Kap. 5.2.1). Im Vergleich zum Luv waren – und sind – die Ab-tragsimpulse deutlich geringer, was ein Grund für die flachere Form ist. Wahrscheinlich erklärt sich diese aber durch mehrere Faktoren, wobei die folgenden als maßgeblich angesehen werden:

- anlagebedingt flachere Form und petrographi-

sche Unterschiede (Grundhöcker im Lee, Härtlinge innerhalb eines Talsystems im Luv),

186 Kapitel 6: Diskussion __________________________________________________________________________ - geringere Abtragsimpulse im Lee aufgrund

geringerer Niederschläge und Abflüsse (oro-graphisch-klimatische Effekte), sowie

- reliefbedingt geringere Fließgeschwindigkeit

der Gerinne (Tektonik) und fehlende Schotter als Erosionswerkzeuge.

Der vorausgesetzte monozyklische Wechsel des reliefwirksamen Klimas von feucht-warm (bis mittleres Eozän) trocken-warm (spätes Eozän bis Miozän) und wiederum feucht-warm (Pliozän/ Altpleistozän) wird durch Untersuchungen ver-schiedenen Autoren gestützt (u.a. BIGARELLA et al. 1965b, BIGARELLA & BECKER 1975, KLAM-MER 1981, SCHOBBENHAUS et al. 1984). So wie-sen BIGARELLA et al. (1965b: 160) in Paraná ver-schiedene Flächenniveaus nach, denen drei Pedi-mentierungsphasen entsprechen. Im Untersu-chungsraum fanden sich solche Zeugnisse nicht. Die Gipfelflurkarte für das Munizip Teresópolis (Kap. 5.2.1, Abb. 5.2.2) lässt zwar verschiedene Höhenniveaus der Berge und Hügel erkennen, die jedoch primär auf Gesteinsunterschiede und da-durch bedingte unterschiedliche Verwitterungs- und Abtragsverhältnisse zurückzuführen sind.

Die von BIGARELLA et al. (1975: 458) eben-falls für Paraná beschriebenen farblich unter-schiedlichen Böden, die sich in den Phasen ver-stärkter Bodenbildung nach den jeweiligen Pedi-mentationsphasen entwickelt haben sollen (vio-lette Böden nach der Pd1-Phase, dunkelbraune Böden nach der Pd2-Phase und gelb-hellbraune Böden nach der Pd3-Phase), wurden im Unter-suchungsraum auch nicht beobachtet. Zwar wur-den mehrfach violette Böden identifiziert, bei de-nen es sich aber um kaolinitreiche Horizonte han-delt, die sich zeitlich nicht einordnen lassen. Im Übrigen fand sich des Öfteren ein intensiver rot oder gelb gefärbter Zersatz, zum Teil unmittelbar nebeneinander. Auch bei diesem lassen sich kei-ne Rückschlüsse auf die Altersstellung ziehen. Wahrscheinlich sind die farblichen Unterschiede petrographisch bedingt, wie schon von EMME-RICH (1988: 154-155) vermutet.

Es ist davon auszugehen, dass es aufgrund der relativ hohen Reliefenergie vor allem in den tro-ckenen Klimaperioden zu intensiven Abträgen, damit verbunden zu einer Durchmischung des Materials und Verfüllung von Senken sowie in stabileren Phasen zu einer Weiterentwicklung der Böden (dynamische Bodenbildung) gekommen ist. Daher finden sich weitaus überwiegend in Bezug auf die Farbe relativ homogene rote Lato-sole, die häufig von jüngeren oder durch

(bio)chemische Prozesse verbraunte Böden glei-chen Alters bedeckt werden. Nie aber wurden (gelb)braune Böden in tieferen Profillagen beo-bachtet.

Die Böden der steilen Hanglagen der zentra-len Gebirgszüge sind meist flachgründige Cambi-sole und Leptosole, nur in flacheren Geländeposi-tionen und Senken finden sich lokal ältere Bo-denbildungen, deren Genese wahrscheinlich bis ins Tertiär zurückreicht. Die für die feuchten Tro-pen charakteristischen mächtigen Verwitterungs-decken und tiefgründig entwickelten roten Böden (Ferralsole, Acrisole) sind in der Küstenebene großräumig anzutreffen. Ihre Entwicklung reicht wahrscheinlich bis ins Spättertiär zurück. Neben der langen Entwicklung als solcher sind auch die langen Bewaldungsperioden für die großen Mächtigkeiten verantwortlich, da die Verwitte-rung unter Wald wesentlich höher war als unter entblößtem Gestein (AHNERT 2003: 111).

Die paläoklimatischen und -ökologischen Verhältnisse sprechen dafür, dass sich die Klima- und insbesondere die Niederschlagsverhältnisse im Luv und Lee nicht nur heute, sondern über lange geologische Zeiträume deutlich unterschie-den haben. Dies erklärt die unterschiedliche Re-liefentwicklung mit Steilhängen und Bornhardts im feuchten Luv (hohe Verwitterungs- und Ab-tragsdynamik über lange Zeiträume) und einer bergig bis kuppigen Landschaft mit flacheren In-selbergen im trockeneren Lee (lange Zeiträume unter trockenen Verhältnissen mit geringer Ver-witterungsintensität und Einebnung durch Sedi-mentation). Zudem dürfte es im Bereich des Ge-birgsfußes im Pliozän und Altpleistozän unter feucht-warmen Verhältnissen und Regenwald zu einer intensiven chemischen Verwitterung ge-kommen sein, die die lineare Zerschneidung und Pedimentation dort beschleunigt hat. Der Autor geht davon aus, dass die Verwitterungs- und Ab-tragsintensitäten während dieser bewaldeten Pe-riode in den Tieflagen des Gebirges deutlich hö-her als in den kühleren Hochlagen waren, was im Zuge des Gebirgsrückzuges zu einer Versteilung des Reliefs geführt hat.

Die Ergebnisse zeigen, dass die tertiäre Re-liefbildung durch die tektonische Hebung, Ge-steinsunterschiede und einem Wechsel des relief-wirksamen Klimas gesteuert wurde. Die Diskus-sion, ob dabei die Tektonik (KING 1956), die Pe-trographie (WIRTHMANN 1994) oder das Klima (ROHDENBURG 1982) den größeren bzw. ent-scheidenden Einfluss auf die Morphodynamik hatten wurde bereits in verschiedenen Arbeiten für gestufte Landschaften Süd-, Südost- und Zen-

Kapitel 6: Diskussion 187 __________________________________________________________________________ tralbrasiliens geführt (u.a EMMERICH 1988), so dass an dieser Stelle auf weitere Ausführungen verzichtet wird. Für die tertiäre Reliefentwick-lung der Serra dos Órgãos sieht der Autor Tekto-nik und Petrovarianz als maßgeblich für die Aus-bildung großräumiger Strukturen an, während

Klimaschwankungen und ein damit einhergehen-de Veränderungen der Vegetationsbedeckung vor allem die Verwitterungsintensitäten und Abtrags-verhältnisse und damit die kleinräumige For-mung, wie die der Inselberge, gesteuert haben dürfte.

6.2. Quartäre Landschaftsgenese

6.2.1 Zur quartären Reliefentwicklung

ie quartäre Landschaftsgenese der Serra dos Órgãos ist maßgeblich durch die Klimazy-

klen mit in Südostbrasilien trockeneren und küh-leren Verhältnissen in den Kaltzeiten und feuch-teren und wärmeren Verhältnissen in den Warm-zeiten geprägt. Verschiedene Untersuchungen ge-ben für die letzte Kaltzeit einen Temperaturrück-gang um 5 bis 7 °C an (BEHLING & LICHTE 1997, BEHLING et al. 2002), der – wie im Oligozän/ Miozän – im Lee de Serra zu einem Rückzug der Wälder und zur Ausbreitung von Savannen ge-führt haben dürfte. Belege in Form von Pollenun-tersuchungen gibt es für den Untersuchungsraum nicht, es liegen jedoch Befunde für andere Berg-gebiete im Lee der Serra do Mar in vergleich-barer Höhenlage, südlich der Serra dos Órgãos, vor, die dort eine offene Graslandschaft nachwei-sen (BEHLING 1997a, BEHLING & LICHTE 1997).

Geht man davon aus, dass im Lee der Serra im Pliozän und Altpleistozän unter feucht-warmen Klimaverhältnissen über lange Zeiträume Regen-wälder entwickelt waren, so müsste es in dieser Zeit zu einer intensiven Verwitterung und Tal-bildung gekommen sein. Mit dem Rückzug der Waldvegetation könnte es, wie von BIGARELLA & BECKER (1975) vermutet, in den Kaltzeiten un-ter semiariden Verhältnissen und einer offenen Grasvegetation zu verstärkten Abträgen und einer neuerlichen Verfüllung der Senken gekommen sein. Im Unterschied zu der lang andauernden Trockenperiode im Oligozän/Miozän (mehrere Zehner Mio. Jahre) waren die pleistozänen Kalt-zeiten mit Größenordnungen im Bereich von je-weils rund 100.000 Jahren vergleichsweise kurz, so dass das Abtragsvolumen, die Mächtigkeit der Verfüllungen und die Kompaktierung der Sedi-mente nicht mit denen im Oligozän/Miozän ver-gleichbar sind. In den bewaldeten Perioden der pleistozänen Warmzeiten müsste das während der Kaltzeiten sedimentierte, locker gelagerte Mate-rial so relativ leicht ausgeräumt worden und die

Talbildung bzw. Eintiefung bestehender Talun-gen auch in geologisch sehr kurzen Zeiträumen in der Größenordnung von 10.000 Jahren zügig vor-angegangen sein.

Im Bereich der Plateaus Süd- und Südostbra-siliens wiesen verschiedene Autoren pleistozäne Pedimente sowie pleistozäne und holozäne Ter-rassen als Zeugen der quartären Klimazyklen nach (BIGARELLA & AB´SABER 1964, BIGAREL-LA et al. 1965b, BIGARELLA & BECKER 1975). Im jungen Hebungsgebiet der Serra dos Órgãos konnten solche jedoch nicht identifiziert werden.

Wenngleich der Einrumpfungsprozess noch nicht weit fortgeschritten ist, finden sich Rampa-Komplexe und Amphitheater als die charakteris-tischen geomorphologischen Formen der Hoch-plateaus ebenso wie halbe Orangen, die im Zuge der Landschaftsfragmentierung durch Hangrück-zug entstanden sind. Forschungsergebnisse zu diesen Formenkomplexen wurden in Kapitel 4.1.6 dargestellt. Im Rahmen dieser Arbeit lag der Schwerpunkt der Untersuchungen auf der Ge-nese (gelb)brauner Böden und Steinlagen, die im nachfolgenden Kapitel diskutiert wird.

Die Verbreitung und die relativ gleichmäßi-gen Mächtigkeiten (gelb)brauner Böden lassen darauf schließen, dass die Reliefbildung zum Zeitpunkt ihrer Entstehung weitgehend abge-schlossen war, ein Schluss den auch EMMERICH (1989) in Nordwest-Brasilien zieht. Seiner Auf-fassung nach war die Landschaft im Jungpleis-tozän allerdings durch Mulden stärker zerglie-dert, so dass die (gelb)braunen Böden als Füllun-gen einen Reliefausgleich bewirkten. Diese Auf-fassung deckt sich mit Untersuchungen von AVE-LAR & COELHO NETTO (1992a, b), wonach pleis-tozäne Hohlformen innerhalb von Rampa-Kom-plexen im Holozän verfüllt wurden, sowie mit Befunden im Rahmen der vorliegenden Arbeit, die größere Mächtigkeiten (gelb)brauner Kollu-vien in Depressionen belegen.

D

188 Kapitel 6: Diskussion __________________________________________________________________________ 6.2.2. Die klima- und landschaftsgenetische Deutung (gelb)brauner Böden

und Steinlagen

m gesamten Untersuchungsraum mit Ausnah-me der zentralen Höhenzüge und steilen Luv-

lagen sind gelbbraune bis braune Böden – im Weiteren als „(gelb)braune Böden“ bezeichnet – über roten Latosolen, zwischen denen bisweilen eine Steinlage ausgebildet ist, weit verbreitet. Diese Konstellation wurde in der Literatur häufig beschrieben, vor allem für die wechsel- und im-merfeuchten Klimazonen Südamerikas und Afri-kas. VEIT & VEIT (1985: 86) sehen Steinlagen an der Basis des Decklehms in dem von ihnen unter-suchten Berggebiet nördlich von Curitiba in Para-ná, Südbrasilien, sogar als typisch an. Dies trifft für die untersuchten Böden in der Serra dos Ór-gãos nicht zu. Sowohl die Entstehung der (gelb)-braunen Böden (bzw. Decklehme im Falle einer Umlagerung) als auch die der Steinlagen werden bis heute kontrovers diskutiert (vgl. Kap. 4.1.7). Dabei stehen folgende Fragen im Mittelpunkt des Interesses: - Ist die Genese der (gelb)braunen Böden au-

tochthon oder allochthon? - Steht die Genese der (gelb)braunen Böden in

kausalem Zusammenhang mit der Ausbildung von Steinlagen?

- Können Steinlagen als Diskordanzen gedeutet

werden und lässt sich somit auf ehemalige Oberflächen schließen?

- Inwieweit lassen sich durch die Verbreitung

und Beschaffenheit (gelb)brauner Böden und Steinlagen Rückschlüsse auf die quartäre Kli-ma- und Landschaftsgenese ziehen?

Zunächst ist festzustellen, dass die Eigenschaften der (gelb)braunen Böden in verschiedenen Regio-nen Südamerikas stark variieren, wie beispiels-weise die der Belterra-Tone im Amazonas (BI-BUS 1983) und der Flugsanddecken in Misiones (IRIONDO & KRÖHLING 1997). Dies zeigt, dass es sich bei den (gelb)braunen Böden nicht etwa um ähnliche Substrate, sondern lediglich um eine ähnliche Farbabfolge von Bodenhorizonten han-delt.

Im Untersuchungsraum wurden (gelb)braune Böden über roten Latosolen im Lee der Serra dos Órgãos sowie im Luv im Bereich des Gebirgs-fußes und in der Küstenebene in verschiedenen

Reliefpositionen angetroffen, was auf eine ehe-mals flächenhafte Verbreitung schließen lässt. Die bodenchemischen Eigenschaften der unter-suchten (gelb)braunen Böden im Untersuchungs-raum sind variabel, wobei allerdings allen nie-drige pH-Werte (KCl) zwischen 4 und 5, geringe Phosphor- und Kaliumgehalte (<2 mg/100g bzw. <10 mg/100g) und eine geringe KAKpot (<20%) gemein ist. Dies sind typische Werte für relativ alte Böden aus saurem, kristallinem Gestein. Be-stätigt wird dies auch durch die niedrigen Feo / Fed-Verhältnisse (<0,05). Zum Teil etwas höhere Werte (bis 0,1) lassen sich durch eine Ak-kumulation oder Durchmischung mit jüngerem Material aus höheren Hangpositionen erklären.

Die Übergänge zwischen den (gelb)braunen und roten Böden sind unterschiedlich ausgeprägt: Mal sind sie unscharf bis fließend, meist jedoch scharf, zum Teil mit einer trennenden Steinlage. Im Falle unscharfer Übergänge sind auch die Bodeneigenschaften beider Böden so ähnlich, dass sich die (gelb)braunen Böden zweifelsfrei autochthon aus den roten Böden entwickelt ha-ben. Häufig haben jedoch im Pleistozän und Ho-lozän Umlagerungsprozesse stattgefunden, so dass die (gelb)braunen Böden als Decklehme (hill wash) zu deuten sind. Dabei kam es zur Durchmischung des Materials sowohl mit älteren roten Latosolen als auch mit Zersatzmaterial. Die gleiche Beobachtung machte auch VEIT (1987: 859) in Südbrasilien. Zudem sind (gelb)braune Böden, die bodentypologisch als Cambisole ein-zuordnen sind, auch direkt auf Festgestein oder Zersatz entwickelt. Die unterschiedliche Genese erklärt den Sachverhalt, dass Mal die braunen, ein anderes Mal die roten Böden stärker verwit-tert sind und die Tongehalte entsprechend stark variieren. Gleiches berichteten SABEL (1981), BI-BUS (1983) und VEIT (1987) für mittel- und süd-brasilianische Untersuchungsgebiete.

Die Braunfärbung ist durch (bio)chemische Prozesse im Boden bedingt. In der Literatur wer-den diesbezüglich zwei Möglichkeiten diskutiert: Eine Transformation des anstehenden Materials durch den chemischen Prozess der Chelation (u.a. CHAUVEL 1977) oder den chemisch-bioge-nen Prozess der Xanthisierung (SCHWERTMANN 1971); vgl. Kap. 4.1.7.

Welche Klimabedingungen zu einer Umwand-lung von roten in (gelb)braune Böden geführt ha-ben, ist umstritten. Vieles spricht dafür, dass die

I

Kapitel 6: Diskussion 189 __________________________________________________________________________ Braunfärbung mit feuchteren Klima- und Boden-verhältnissen einherging (JUNGERIUS 1964, FÖLS-TER 1983, SCHWERTMANN 1985). Der maßgebli-che Einfluss der Bodenfeuchte wird auch in Un-tersuchungen von SCHWERTMANN (1985) und EMMERICH (1988) in zentral- und westbrasiliani-schen Savannengebieten deutlich, wo die Auto-ren Toposequenzen mit roten Böden an den tro-ckeneren Oberhängen und gelben Böden an den feuchteren Unterhängen nachwiesen. Im Untersu-chungsraum konnten solche reliefabhängigen Differenzierungen nicht beobachtet werden. Zwar finden sich auch hier vermehr rote Böden an den Oberhängen, was jedoch eindeutig auf eine Pro-filkappung und Freilegung älterer roter Latosole zurückgeführt wird. Entsprechend sind braune Böden an den Unterhängen als Kolluvien abgelagert. Wahrscheinlich waren in der Serra dos Órgãos im Gegensatz zu den trockenen Sa-vannengebieten Zentralbrasiliens die Nieder-schlagsverhältnisse und damit die Bodenfeuchte im Spätpleistozän und Holozän unabhängig von der Reliefposition hoch genug, um eine Auswa-schung des Hämatits und relative Anreicherung des Goethits zu begünstigen. Möglicherweise hatten auch die niedrigeren Temperaturen einen Einfluss auf den Transformationsprozess.

VEIT (1987: 857f) wies in Südbrasilien nach, dass ein Farbwechsel der Decksedimente von rot nach braun nicht auf Basalt und carbonathaltigen Gesteinen erfolgte. Auch EMMERICH (1988) und SEMMEL (1988) belegten den Einfluss des Aus-gangsgesteins auf die Bodenfarbe. Diese Befunde sprechen gegen eine alleinige Wirkung des Kli-mas bzw. der Bodenfeuchte. Dass andere Fakto-ren eine wesentliche Rolle bei der Umwandlung von Eisenoxiden spielen betonen auch CORNELL & SCHWERTMANN (2003), die einen Einfluss der organischen Substanz und Aluminiumkonzentra-tion konstatieren. Auch die Temperatur, der ph-Wert, das Redoxpotential (Eh) und die Tonmine-ralzusammensetzung scheinen den Transforma-tionsprozess zu beeinflussen (SCHWERTMANN et al. 2000a, 2000b). Auf den verschiedenen grani-toiden Ausgangsgesteinen im Untersuchungs-raum (Granite und Gneisse) waren allerdings kei-ne petrographisch bedingten Farbunterschiede der Böden zu erkennen. Diese Befunde decken sich mit denen von VEIT & FRIED (1987: 153), wonach sich aus sauren metamorphen Gesteinen sowie aus Granit (gelb)braune Böden entwickeln, und nur auf basischen Metamorphiten, Basalt und anderen Gesteinen rote Böden vorherrschen.

Schließlich betonen VEIT & FRIED (1987: 141) den Einfluss des Alters auf die Bodenfarbe.

Wie schon in Kapitel 6.1 in Bezug auf die tertiäre Bodenentwicklung dargestellt, wurde im Unter-suchungsraum auch für die quartäre Bodenbil-dung keine unmittelbare Beziehung zwischen Bo-denfarbe und Alterungsgrad der Böden festge-stellt. Zwar gibt die Bodenfarbe durch das Vor-herrschen der Eisenoxide Hämatit oder Goethit indirekt Aufschluss über die paläoklimatischen Verhältnisse durch eine Interpretation der Trans-formationsprozesse von Eisenoxiden, womit zu-sammen mit anderen Befunden eine relative Al-terseinstufung möglich ist. Wie zuvor erläutert, werden diese Umwandlungsprozesse durch ver-schiedene Faktoren determiniert wird, die aber in keinem unmittelbaren Zusammenhang mit Alte-rungsprozessen stehen.

In der Küstenzone Südostbrasiliens wiesen u.a. BIGARELLA & BECKER (1975), SEMMEL & ROHDENBURG (1979), ROHDENBURG (1982) so-wie VEIT & VEIT (1985) mehrschichtige Profile mit gelbbraunen Böden nach, die zum Teil durch Steinlagen gegliedert sind. Die Decksedimente wurden mittels 14C-Datierungen von Humushori-zonten dem Jungpleistozän (46.000-11.000 B.P.) zugeordnet. Nach Untersuchungen von BEHLING & LICHTE (1997), LEDRU et al. (1998), BEHLING et al. (2002) sowie SCHEEL-YBERT et al. (2003) wechselten innerhalb dieses Zeitraumes die Kli-maverhältnisse vom Kältemaximum zwischen 48.000 und 18.000 B.P. bis zum wärmeren und feuchteren Übergang Pleistozän/Holozän drama-tisch.

BORK & ROHDENBURG (1983: 161) entwi-ckelten auf Grundlage von Untersuchungen im nördlichen Santa Catarina und südlichen São Paulo (Bundesstaat) eine differenziertere Abfolge der Relief- und Bodenentwicklung im Jungwürm. Ohne im Detail auf die einzelnen Abschnitte ein-zugehen, ist festzustellen, dass es nach 14C-Da-tierungen zwischen etwa 25.000 und 9.000 B.P. zu einem mehrfachen Wechsel von Phasen mit

(a) lichter Vegetation und flächenhafter Umlage-

rung, (b) intensiver Humifizierung und Bodenbildung

unter geschlossener Vegetationsdecke und dadurch bedingter Stabilität, sowie

(c) Hangzerschneidung unter lichter bis fehlender Vegetation gekommen sein muss. Eine Bildung gelbbrauner Böden fand demnach mindestens dreimal statt, und zwar zwi-schen 24.790 und 11.800 B.P., einem früheren, nicht exakt datierten Zeitraum sowie im Holozän, für das ebenfalls keine exakte Datierung vorliegt.

190 Kapitel 6: Diskussion __________________________________________________________________________ Die Untersuchungen präzisieren das Modell einer klimazyklischen Reliefbildung nach BIGARELLA & BECKER (1975), wobei das Jungpleistozän ins-gesamt als „Aktivitätsphase“ (VEIT & VEIT 1985: 41) zu betrachten ist, innerhalb derer unter feuch-teren Bedingungen und Waldvegetation eine Bil-dung (gelb)brauner Böden und bei Vegetations-rückzug unter trockeneren Verhältnissen ver-stärkte Abträge stattgefunden haben. Dies bedeu-tet, dass das einfache Modell eines Waldrück-zuges in den Kaltzeiten und einer Rückkehr in den Warmzeiten so nicht haltbar ist, da auch in-nerhalb der Kaltzeiten Klimafluktuationen statt-gefunden haben. EMMERICH (1988: 3) betont eine durch Klimaschwankungen bedingte „weitrei-chende Fluktuation der Vegetation“, wobei es sich bei der Wald-Savannengrenze um ein sehr labiles System handelt, welches „schon auf kleinste Änderungen im Wirkungsgefüge reagiert und sich im Verlauf des Känozoikums bis ins Ho-lozän mehrfach verschob.“

Eine mögliche Erklärung für verstärkte Bo-denabträge während der pleistozänen Kaltzeiten sind kurze Warmphasen von mehreren Jahrhun-derten bis über ein Jahrtausend, die als Dans-gaard-Oeschger-Ereignisse (DO-Events) global nachgewiesen sind (RAHMSTORF 2002). Diese könnten in den Tropen und Subtropen zu kurz-fristig wärmeren und feuchteren Bedingungen ge-führt haben. Diese Annahme wird durch Untersu-chungen, unter anderem in Brasilien, mit der Lu-miniszenzmethode (OSL) gestützt, die für eine episodische Sedimentation während des gesam-ten letzten Kaltzeitzyklus´ sprechen (THOMAS 2002). Die Phasen verstärkter Sedimentation ge-ben THOMAS & THORP (1985) mit lediglich 102 bis 104 Jahren an. Damit würde der Auffassung entgegengetreten, dass es primär gegen Ende der letzten Kaltzeit, im Übergang zum Holozän, zu verstärkten Abträgen gekommen ist (u.a. VEIT & VEIT 1985: 42, EMMERICH 1988: 3).

MODENESI-GAUTTIERI (2000), der in der Ser-ra da Mantiqueira im Bundesstaat São Paulo drei Phasen verstärkter Deposition nachwies (37.000-31.000 B.P, 22.000-14.000 B.P. sowie 9.000-8.500 B.P.), sieht in seinen Ergebnissen einen Widerspruch zu den Untersuchungen von BEH-LING (1997a), der durchgängig kühl-trockene Kli-maverhältnisse postuliert. Nach Ansicht des Au-tors schließen sich beide Befunde jedoch nicht aus. BEHLING (1997a) leitet das Paläoklima aus Pollenuntersuchungen ab, die auf eine offene Grasvegetation hindeuten. Er berücksichtigt da-bei aber nicht, dass die Klimafluktuationen zur feuchten Seite möglicherweise keine unmittel-

bare Reaktion der Vegetation zur Folge hatten. So kam es in den kurzen Warmphasen mit ver-stärkten Niederschlägen wahrscheinlich zu stär-keren Abträgen, da keine besser schützende, ge-schlossene Waldbedeckung ausgebildet war.

Die erste von MODENESI-GAUTTIERI (2000) nachgewiesene Phase verstärkter Deposition passt gut mit den Ergebnissen von RAHMSTORF (2002: 207-214) zusammen, der zwischen 38.000 und 32.000 B.P. vier DO-Events, die einige Hun-dert bis über 1.000 Jahre andauerten, ausweist. Zu verstärkter Erosion und Sedimentation kam es demnach wahrscheinlich nicht innerhalb des ge-samten Zeitraumes von 6.000 Jahren, sondern nur während der DO-Events. Auch die zweite Depo-sitionsphase deckt sich mit in diesem Fall zwei DO-Events (um 22.000 B.P. und 14.000 von je-weils nur wenigen Hundert Jahren), während die dritte bereits dem Holozän zuzurechen ist. Dem-nach liegt es nahe, dass während des letzten Käl-temaximums im südostbrasilianischen Bergland in Höhenlagen zwischen 700 und 900 m in wei-ten Teilen eine offene Grasvegetation entwickelt war, es durch Klimafluktuationen aber kurzzeitig zu verstärkten Abträgen kam, da sich innerhalb dieser kurzen Zeiträume keine geschlossene Ve-getationsdecke in Form von Wäldern oder Baum-savannen entwickeln konnte. Dies lässt sich da-mit erklären, dass die Rückkehr der Wälder aus den Refugien längere Zeiträume benötigte.

Während BORK & ROHDENBURG (1983) die Genese der (gelb)braunen Böden an feuchtere Klimaverhältnisse, eine geschlossene Vegeta-tionsbedeckung und relativ stabile Abtragsver-hältnisse gebunden sehen, womit Chelation oder Xanthisierung als mögliche Prozesse für die Braunfärbung in Frage kommen, bringen andere Untersuchungen die Entstehung mit trockenen Verhältnissen in Verbindung. So beschreibt AB´SABER (1969) im Bundesstaat São Paulo Pro-file mit einer braunen Decke über eine Steinlage, die er als alte Oberfläche deutet. Die Steinlage liegt in diesem Fall unmittelbar dem Festgestein auf. Er betont den allochthonen Charakter der Deckschicht, die seiner Auffassung nach unter ei-nem trockeneren Paläoklima gebildet und kol-luvial verlagert wurde. Zu der gleichen Auffas-sung gelangt auch BIGARELLA (1975: 223-224).

Im Rahmen der Untersuchungen der vorlie-genden Arbeit konnten keine fossilen Humusho-rizonte, die eine 14C-Datierung ermöglicht hätten, identifiziert werden, was wahrscheinlich auf die hohe Reliefdynamik zurückzuführen ist. Gleiches berichten auch VEIT (1987: 859) aus einem süd-brasilianischen Berggebiet sowie EMMERICH

Kapitel 6: Diskussion 191 __________________________________________________________________________ (1989) aus tropischen Feuchtwäldern Nordwest-Brasiliens. Es fanden sich jedoch mehrschichtige Profile mit (gelb)braunen Böden und Steinlagen, die belegen, dass es schon vor der anthropogenen Entwaldung zu Phasen verstärkter Erosion und Sedimentation gekommen ist.

Die (gelb)braunen Böden, die im Bereich der Unterhänge zum Teil als mehrere Meter mächtige Kolluvien abgelagert sind, dürften primär ins Jungpleistozän und Holozän zu stellen sein. Auf-grund der hohen Reliefdynamik sowie einer Aus-räumung der Verfüllungen in den feuchteren Warmzeiten sind Kolluvien aus vorangegangenen Kaltzeiten wahrscheinlich allenfalls als Relikte am Hangfuß erhalten. Auch im Zuge von DO-Events dürfte es kurzzeitig zu verstärkten Abträ-gen gekommen sein; ein Nachweis kann jedoch mit den zur Verfügung stehenden Methoden nicht erbracht werden.

Im Gegensatz zu ROHDENBURG (1982: 106) und VEIT & VEIT (1985: 41) geht der Autor nicht davon aus, dass kurzzeitige Auflichtungen der Vegetation durch Klimaschwankungen zur ariden Seite gegen Ende des Pleistozäns, als bereits hu-mide Verhältnisse mit einer geschlossenen Wald-vegetation geherrscht haben sollen, für die ver-stärkten Umlagerungen verantwortlich sind. Er sieht diese vielmehr in einem relativ abrupten Klimawechsel zur feuchten Seite gegen Ende des Pleistozäns mit zunehmenden Starkniederschlä-gen begründet.

Die bereits zitierten Untersuchungen von GREINERT (1992) zeigen, dass die jeweilige Sa-vannenvegetation (d.h. feuchte bis trockene For-men) an die herrschenden Niederschlagsverhält-nisse angepasst ist und daher relativ stabile Ver-hältnisse herrschen. Gleiches betont auch EMME-RICH (1988: 3), allerdings nur für eine dichte Cer-rado-Vegetation. Erst ein Klimawechsel mit zu-nehmenden Starkniederschlägen, an den die Vegetation nicht angepasst ist, führt nach Ansicht des Autors zur Instabilität. Dabei ist auch die Hangstabilisierung durch Termitenbauten unter Savannenvegetation zu berücksichtigen, die mit den erhöhten Niederschlägen nicht mehr oder nur noch bedingt gegeben ist. Durch die Auflösung der Bauten erfolgt zudem eine Materialumlage-rung. Für die Bedingungen im Jungpleistozän und früheren bis mittleren Holozän bedeutet dies, dass sich erst mit Rückkehr der Waldvegetation aus den Rückzugsgebieten wieder stabile Ver-hältnisse einstellten.

Als weiterer Einflussfaktor auf die Abtragsdy-namik sind auch die lockernde Wirkung von Bo-denfrösten und damit einhergehende Rutschun-

gen zu berücksichtigen, die in den Wintern bei ei-ner Temperaturabsenkung von 5 bis 7 °C in den Hochlagen des Gebirges eine Rolle gespielt ha-ben dürften. Denkbar ist zudem ein Aufreißen der Grasnarbe durch die Megafauna. Dieser bislang nicht in die Überlegungen einbezogene Aspekt ist allerdings kaum nachzuweisen.

Bezüglich der Klimaverhältnisse, die eine Transformation von roten in braune Böden be-günstigt haben, spricht sich der Autor für einen Wechsel zur feuchten Seite aus, der sich wahr-scheinlich bereits im Pliozän, spätestens aber im Pleistozän unter gleichzeitig kühleren Verhältnis-sen vollzogen hat. Im Untersuchungsgebiet fan-den sich keinerlei Hinweise darauf, dass sich in den pleistozänen Warmphasen rote Böden gebil-det haben oder braune in rote Böden umgebildet wurden. Daher werden die roten Böden als ter-tiäre Bodenbildungen gedeutet, die sich unter im Vergleich zu heute wärmeren und trockeneren Klimaten entwickelt haben. Diese Annahme läuft Konform mit Untersuchungen zum Verhalten von Eisenoxiden von SCHWERTMANN (1985), wo-nach sich Hämatit durch Alterung aus Ferrihydrit bei im Vergleich zum Goethit höherer Bodentem-peratur entwickelt. Dies würde dafür sprechen, dass sich vor allem im Eozän bis Miozän über lange Zeiträume rote Böden gebildet haben. Ge-stützt wird diese Vermutung auch durch Isoto-penversuche, wonach die Bildung von Hämatit gegenüber Goethit nicht nur durch höhere Tem-peraturen, sondern auch durch geringere Wasser-gehalte gefördert wird (SCHEFFER & SCHACHT-SCHABEL 2002: 27).

Interessant sind auch die bereits zitierten Be-funde von CORNELL & SCHWERTMANN (2003), wonach die Kristallisation von Hämatit durch ho-he Gehalte an Aluminium oder organischer Sub-stanz eingeschränkt bis ganz verhindert und die Bildung von Goethit entsprechend begünstigt wird. Dies deckt sich mit Beobachtungen in der Serra dos Órgãos, wo sich unter alten Regenwäl-dern in der Höhenstufe über 1.000 m ü. M. aus rotem Zersatz braune, goethitische Böden entwi-ckelt haben.

Neben der Bodenbildung spielt auch die Tie-fenverwitterung eine wichtige Rolle. Nach Beo-bachtungen im Untersuchungsraum überlagern mächtige rote (gelegentlich auch gelbe, nie aber braune) Verwitterungsdecken das Anstehende bzw. den Saprolith. Durch verstärkte Hangabträ-ge in den Instabilitätsphasen gelangten diese teil-weise an die Oberfläche und wurden dort weiter-gebildet. Dies bedeutet, dass nicht nur eine Transformation roter tertiärer Böden, sondern

192 Kapitel 6: Diskussion __________________________________________________________________________ auch roter Sedimente aus dem Bereich der Ver-witterungsbasis stattgefunden hat.

Geht man davon aus, dass die Umwandlung mit feuchteren Klimaverhältnissen einherging, so stellt sich weiterhin die Frage, ob diese zwangs-läufig an eine geschlossene Waldvegetation ge-bunden gewesen sein muss. Dies ist nach Ansicht des Autors nicht der Fall. Vielmehr dürften sich auch unter Savannenvegetation – zumindest in den feuchteren Baum- und Strauchsavannen, wahrscheinlich aber auch unter offenen Gras-savannen – braune Böden gebildet haben. Dies löst auch den scheinbaren Widerspruch zwischen den Untersuchungen von BORK & ROHDENBURG (1983), nach denen sich in der subtropischen Hö-henstufe Paranás (gelb)braune Böden bereits vor rund 25.000 B.P. entwickelt haben, und Pollen-untersuchungen in ähnlichen Höhenlagen Süd- und Südostbrasiliens von BEHLING (1993, 1995, 1997b, 2002) sowie BEHLING et al. (2001, 2004), die zu dieser Zeit eine gehölzfreie offene Gras-landschaft rekonstruieren. Auch das Fehlen jün-gerer roter Böden im Untersuchungsraum lässt sich auf diese Weise erklären. Ein weiteres Argu-ment, das für eine Bildung (gelb)brauner Böden unter Savannenvegetation spricht, sind die relativ großen Mächtigkeiten dieser Böden, deren Bil-dung längere Zeiträume benötigt haben dürfte als die kurzen bewaldeten Perioden.

Die heutigen Klimaverhältnisse dürften glei-chermaßen die Bildung brauner Böden begünsti-gen, auch bei anthropogen bedingt fehlender Waldvegetation. Bodenuntersuchungen von NAS-CIMENTO DUARTE et al. (2000) in der Küstenre-gion von Espirito Santo, dem nördlich von Rio de Janeiro gelegenen Bundesstaat, deuten ebenfalls darauf hin, dass die aktuelle Bodenentwicklung eine Kaolinit-Stabilisierung und Goethit-Bildung fördert, während Hämatit gelöst wird. Die Auto-ren vermuten daher, dass es in der Küstenregion von Espirito Santo rezent zu einer Xanthisierung der oberen Bodenhorizonte kommt; ein Prozess der auch für die Bergregion der Serra dos Órgãos und die Küstenebene von Rio de Janeiro als wahrscheinlich angenommen wird.

In der Literatur wird verschiedentlich darauf hingewiesen, dass die (gelb)braunen Böden bzw. Decklehme meist Mächtigkeiten von 1,5 bis 2,0 m aufweisen (u.a. BIBUS 1983, BREMER 1995). Diese Angabe kann im Untersuchungs-raum für Standorte geringer bis mittlerer Hang-neigungen sowie in der Küstenebene auf den hal-ben Orangen bestätigt werden. Im Gebirge sind die Profile bei größeren Hangneigungen hingegen meist gekappt und am Hangfuß häufig mäch-

tigere Kolluvien ausgebildet. Gelegentlich finden sich zwischen (gelb)braunen und roten Böden Steinlagen. Diese Konstellation hat zu verschie-denen Theorien bezüglich der Landschafts- und Bodengenese geführt (vgl. Kap. 4.2.4).

Von den am häufigsten genannten Entsteh-ungsmechanismen sind für den Untersuchungs-raum äolische Ablagerungen auf einer alten Oberfläche, wie sie von LICHTE & BEHLING (1999) für zwei Untersuchungsgebiete östlich von Belo Horizonte (Minas Gerais) und westlich von São Paulo rekonstruiert wird, aufgrund der Beschaffenheit der Substrate, die häufig von Sa-prolithstücken durchsetzt sind, auszuschließen. Zudem spricht auch die gleichmäßige Verteilung der (gelb)braunen Deckschicht über die Hügel gegen äolische Ablagerungen. Möglich ist aller-dings, dass ein Eintrag äolischer Komponenten und eine Durchmischung mit dem Zersatzma-terial durch die Bodenfauna stattgefunden haben. Hierfür sprechen die zum Teil recht hohen Schluffgehalte der (gelb)braunen Böden. Diese lassen sich aber auch mit der unterschiedlichen Beschaffenheit des Zersatzmaterials erklären, das bisweilen hohe Schluffgehalte aufweist. Diese Vermutung äußerste auch VEIT (1987: 859) auf Grundlage ähnlicher Beobachtungen.

Der Autor spricht sich auf Grundlage seiner Geländebefunde für eine polyzyklische und poly-genetische Entstehung von Steinlagen aus, wobei drei Entstehungsmechanismen als vorherrschend angesehen werden: (a) Bioturbation, (b) Massen-verlagerungen am Hang und (c) Lösungsformen aus verwitterungsresistenterem Gestein und line-are Anordnung durch den Interflow. Wahrschein-lich sind einige Steinlagen zudem als Terrassen-schotter bzw. Talbodenrelikte zu deuten. Im Ge-lände ist allerdings nicht immer eindeutig zu klä-ren, ob es sich tatsächlich um Flussablagerungen oder solche durch Hangprozesse handelt.

Die meisten beobachteten Steinlagen markie-ren eine Grenze zwischen einem (gelb)braunen und einem roten Böden sowie an Unterhängen zwischen übereinander gelagerten braunen bis rotbraunen Kolluvien. Zudem finden sich häu-figer Steinlagen als Grenze vom roten Latosol zum Zersatz. Letztere werden als Lösungsformen aus verwitterungsresistenteren Gesteinspartien in-terpretiert.

Die zwischen den (gelb)braunen Böden und den roten Latosolen in einer Mächtigkeit von mehreren Dezimetern ausgebildeten Steinlagen sind nach Ansicht des Autors durch Bioturbation entstanden, da andere Mechanismen nach den Geländebefunden eindeutig auszuschließen sind.

Kapitel 6: Diskussion 193 __________________________________________________________________________ Weder für eine Anreicherung von Steinen als Re-sidualschutt eines ehemaligen Bodens, wie u.a. von PARIZEK & WOODRUFF (1957) diskutiert, noch für eine Deutung als Überreste einer ehe-maligen Oberfläche (VINCENT 1966, AB´SABER 1969, BIGARELLA 1975, SEMMEL & ROHDEN-BURG 1979) gibt es im Untersuchungsraum An-haltspunkte. Vor allem die hohe Reliefenergie spricht gegen eine solche Genese. Dies schließt jedoch eine derartige Genese in anderen Gebieten Südostbrasiliens keineswegs aus. So liegen die von AB´SABER (1969) und BIGARELLA (1975) identifizierten Steinlagen unmittelbar dem Fest-gestein auf, was eine andere Entstehung als im Untersuchungsraum vermuten lässt. Für diesen bestätigt der Autor die schon früh von NYE (1954) geäußerte Hypothese einer vertikalen Um-lagerung und Materialsortierung durch Bodenle-bewesen, wahrscheinlich vor allem Termiten und Ameisen.

In jüngeren Untersuchungen schließt sich MIKLÓS (1999) auf Grundlage von Untersuchun-gen im westlichen Botucatu-Plateau in São Paulo der Auffassung einer Steinlagenentstehung durch Bioturbation an, die auch dort maßgeblich durch Ameisen und Termiten erfolgt sein soll. Auf die-se Weise sollen nach seinen durch 14C-Datierun-gen gestützte Messungen in einem Zeitraum von 1.000 Jahren in einem Boden zwischen 20 und 30 cm Material vertikal umgelagert worden sein.

Für eine Entstehung von Steinlagen durch Bioturbation sprechen auch die auf flach geneig-ten Hängen sowohl im Bergland als auch in der Küstenebene relativ gleichmäßigen Mächtigkei-ten der (gelb)braunen Böden und deren scharfe Begrenzung zu den roten Latosolen. Der Autor sieht hierin das „Biomantel-Konzept“ von JOHN-SON (1990, 1992) und ältere, dem Konzept zu-grunde liegende Arbeiten von THORP (1936, 1949) bestätigt, wonach die Grenze braun/rot (mit oder ohne Steinlage) die Untergrenze des durch Bioturbation geprägten Teil des Bodens markiert. Dass sich solche Profile heute nur auf flach bis mittel geneigten Hängen oder in der Ebene finden, lässt sich damit erklären, dass so-wohl während der quartären Instabilitätsphasen als auch nach der anthropogenen Entwaldung verstärkte Abtragsprozesse im Bereich steiler Hänge stattgefunden haben. Daher finden sich heute an den Oberhängen gekappte Profile, wäh-rend an den Unterhängen mächtige Kolluvien ab-gelagert sind. Bei den Steinlagen zwischen Kol-luvien verschiedenen Alters am Unterhang dürfte es sich häufig um verlagerte Steinlagen aus höhe-

ren Reliefpositionen handeln, die dort durch die Tätigkeit der Bodenfauna entstanden sind.

Wenngleich das „Biomantel-Konzept“ eine plausible Erklärung für die Entstehung von Stein-lagen liefert, so bleiben im Hinblick auf die Ge-nese der (gelb)braunen Böden bzw. Decklehme und die Ausbildung einer Steinlage an deren Ba-sis einige Fragen ungeklärt. Im Gegensatz zu BREMER (1967, 1995), JOHNSON (1989), MIKLÓS (1999) sowie JOHNSON et al. (2005) vertritt der Autor die Auffassung, dass die Bildung von Steinlagen sehr wohl Rückschlüsse auf die Kli-ma- und Pedogenese und bedingt auch auf die Morphogenese zulässt – allerdings nicht als Deu-tung alter Oberflächen. Dies schließt er aus Beo-bachtungen in alten Regenwäldern des National-parks „Serra dos Órgãos“. Der Autor geht davon aus, dass die intensive Durchwurzelung, einzelne tiefreichende Pfahlwurzeln sowie das Umstürzen alter Bäume mit ihren mächtigen Wurzeltellern keine Steinlagenbildung zulassen bzw. Steinlagen im Falle flachgründiger Böden auflösen – ein As-pekt der in der Literatur bisher nur im Zusam-menhang mit Windwurfereignissen in den gemä-ßigten Breiten und unabhängig von klimageneti-schen Deutungen diskutiert wurde (SCHAETZL et al. 1989, JOHNSON 1990, RUSSOW & HEINRICH 2001). Demnach ist die Steinlagenbildung unter natürlichen Verhältnissen an eine offene Savan-nenvegetation und damit an trockene Klimaver-hältnisse gebunden.

Wenn sich Steinlagen nur unter Savannenve-getation gebildet haben, schließt sich die Frage an, warum sie bei Wiederbewaldung gegen Ende des Pleistozäns nicht durch das Wurzelwerk und umstürzende Bäume zerstört wurden. Auch hier-für liefern die Geländebefunde eine plausible Er-klärung. In steilen Hanglagen mit geringer Bo-denmächtigkeit wurden sie tatsächlich zerstört oder durch Hangprozesse aufgelöst, erhalten blie-ben sie nur auf flacheren Hängen und im Bereich von Kuppen mit einer mächtigeren Bodenaufla-ge. So finden sich heute sowohl in der Küsten-ebene als auch im Gebirge (gelb)braune Böden auf zahlreichen halben Orangen. Die Genese lässt sich mit den dargestellten Prozessen der Chela-tion oder Xanthisierung (unter Wald und Savan-ne), die der gelegentlich ausgebildeten Steinlagen mit bioturbaten Prozessen (nur unter Savanne) er-klären. Dass sich sowohl halbe Orangen mit Steinlagen (BIBUS 1983) als auch solche ohne finden (eigene Beobachtungen) ist auf die unter-schiedliche Beschaffenheit des Regolithmantels zurückzuführen, der Steine (u.a. Lösungsformen

194 Kapitel 6: Diskussion __________________________________________________________________________ aus Quarzgängen, Wollsäcke oder Flussschotter) enthalten kann oder auch nicht.

Ältere Hypothesen zur Genese von Deckleh-men auf halben Orangen, wie die von SEMMEL (1977), ROHDENBURG & SEMMEL (1979) sowie ROHDENBURG (1982), wonach die Deckschicht aus dem früher höheren Rückland sedimentiert und anschließend durch Zerschneidung über die halben Orangen verteilt worden sein soll, werden zurückgewiesen. Beobachtungen im Untersu-chungsraum, wonach halbe Orangen auch mehre-re Kilometer entfernt vom heutigen Gebirgsfuß mit (gelb)braunen Böden bedeckt sind, sprechen eindeutig gegen diese Hypothese, da eine Rück-verlegung der Talhänge und Pedimentierung in diesem kurzen Zeitraum sicherlich nicht statt-gefunden haben kann. Die von BIBUS (1983: 93) sowie LICHTE & BEHLING (1999: 344) beschrie-bene Entstehung von Steinlagen auf den Meias Laranjas durch Lösung von Quarzadern wird als Sonderfall betrachtet. Vom Autor wurden keine Quarzgänge beobachtet, die, wie von den ge-nannten Autoren beschrieben, vom Festgestein bzw. Zersatz bis zu den Steinlagen reichen (vgl. Kap. 4.1.6, Abb. 4.1.4).

Die von BIBUS (1983: 94) gegen eine autoch-thone Entstehung der Deckschicht bzw. biotur-bate Prozesse vorgebrachten Argumente – eine

abweichende Farbe und Materialzusammenset-zung – sind nach Ansicht des Autors nicht stich-haltig, da eine Farbänderung sehr wohl durch Chelation oder Xanthisierung erfolgt sein kann und Änderungen der Materialzusammensetzung auch durch äolische Einträge und pedogene Pro-zesse bedingt sein können. Auch die zum Teil großen Mächtigkeiten der von ihm im Amazo-nastiefland beobachteten braunen Sedimente von über 10 m sprechen nicht gegen die Bioturbation als maßgeblichen Prozess. So listen RUNGE & LAMMERS (2001: 158f.) verschiedene Termiten-Spezies auf und verweisen auf Untersuchungen, wonach diese zu sehr unterschiedlichen Umlage-rungsleistungen befähigt sind und dabei unter-schiedlich weit in die Tiefe vordringen. Untersu-chungen von HOLT & LEPAGE (2000) in Austra-lien zeigen, dass bestimmte Arten bis in eine Tie-fe von 50 m aktiv sind. Die häufige Position von Steinlagen rund 1,5 bis 2 m u. GOF könnte dem-nach sowohl mit den für die Bioturbation maß-geblichen Arten als auch mit der Entwicklungs-zeit, die ihnen zur Umlagerung zur Verfügung stand, zusammenhängen. Möglicherweise nutzten die Bodenlebewesen der Savanne aber auch be-vorzugt die Bodenzone, die zuvor unter Wald-vegetation intensiv durchwurzelt und somit be-reits gelockert und besser durchlüftet war.

6.3. Der anthropogene Einfluss auf Landschaft der Serra dos

Órgãos

ntersuchungen verschiedener Disziplinen wiesen in den Bundesstaaten Rio de Janeiro

und São Paulo Nutzungszyklen nach, die mit der Kolonisation im 16. Jahrhundert mit dem selek-tiven Einschlag des wertvollen Brasilholzes be-gannen und vor allem durch den großflächigen Anbau von Zuckerrohr (ab Mitte des 16. Jh.) und Kaffee (ab 19. Jh.) sowie einer großflächigen extensiven Weidewirtschaft (ab 20. Jh.) zu einer massiven Zerstörung von Wäldern, und dadurch bedingt, zu einer Degradation von Landschaft und Böden geführt haben (DANTAS & COELHO NETTO 1995, DEAN 1995, DRUMMOND 1997, GUERRA & BOTELHO 2001).

Spätestens seit der ersten Rodungsphase, die in den einzelnen Regionen Südostbrasiliens zu verschiedenen Zeiten stattgefunden hat, kam es zu verstärkten Prozessen der Bodenerosion. Ein großflächiger, massiver Bodenabtrag – von dem die (gelb)braunen Böden im Besonderen betrof-

fen waren (Anm. d. A.) – wird für den heutigen Bundesstaat Rio de Janeiro von verschiedenen Autoren mit Kaffeeplantagen in Verbindung ge-bracht, da diese im Gegensatz zum Zuckerrohr verstärkt in mittel bis stark geneigte Hanglagen vordrangen (COELHO NETTO 1997). Belege für hohe anthropogen bedingte Abträge liefern unter anderem BORK & ROHDENBURG (1985), die im Einzugsgebiet des Rio Ribeira (São Paulo/Para-ná) einen vorrodungszeitlichen Schotterkörper in einer Tiefe von 5,80 m unter Geländeoberfläche identifizierten. Die mächtige Auflage ist nach 14C-Datierungen von Blättern demnach innerhalb von nur drei Jahrhunderten, nach der ersten Ro-dungsphase entstanden.

Für die Küstenebene von Rio de Janeiro sind umfangreiche Schrift- und Bilddokumente erhal-ten, die von einer mit der Kolonisation einsetzen-den großflächigen Entwaldung, Nutzungsintensi-vierung und damit einhergehenden Überformung

U

Kapitel 6: Diskussion 195 __________________________________________________________________________ der Landschaft zeugen. Allerdings kam es in dem Küstenstreifen auch schon lange vorher zu anthropogenen Beeinträchtigungen. Archäologi-sche Funde belegen, dass mindestens seit 8.100 ±75 B.P. prähistorische Stämme in der Region siedelten (SCHMIDT DIAS 2004), und es mit den Tupi, die wahrscheinlich erst zwischen 800 und 1.000 n.C. einwanderten (FAUSTO 2006), zu grö-ßeren Entwaldungen durch Brandrodung kam. DEAN (1995) geht davon aus, dass bei Ankunft der Europäer bereits ein beachtlicher Teil der Wälder durch die coivara (Brandrodungsfeldbau) gerodet, und ein wesentlich größerer Teil in den Jahrhunderten zuvor genutzt und später einer na-türlichen Sukzession überlassen worden war. Die historischen Befunde sprechen dafür, dass es sich bei den heute vorzufindenden Waldfragmenten in der Küstenebene ausschließlich um junge Sekun-därwälder handelt, was wiederum bedeutet, dass alle Böden schon einmal entblößt waren.

Dass trotz der langen anthropogenen Besied-lung und der intensiven Nutzung, vor allem durch den Kaffeeanbau, und trotz in den Sommermona-ten regelmäßig auftretender erosiver Niederschlä-ge vielerorts (gelb)braune Böden vorzufinden sind, ist vor allem auf das flache bis hügelige Re-lief zurückzuführen. Allerdings ist selbst auf den Meias laranjas mit Hangneigungen von bis zu 35% die (gelb)braune Deckschicht häufig erhal-ten. Dies spricht dafür, dass die Erodibiliät der Böden und die Rutschanfälligkeit des Substrates nicht sehr groß sind oder aber diese Böden nicht sehr lange entblößt waren. Die erste Annahme steht im Widerspruch zu Aussagen von FERNAN-DES et al. (2004), die die Rutschungsanfälligkeit im Stadtgebiet von Rio de Janeiro aufgrund des höheren Tongehalts der (gelb)braunen Deck-schicht gegenüber dem meist sandig-schluffigen Saprolith als hoch einstufen. Ein deutlich höherer Tongehalt der (gelb)braunen Böden gegenüber dem roten Zersatz wurde auch bei einer beprob-ten Meia Laranja bei Guapimirim festgestellt, ohne dass aber größere Umlagerungen oder Rut-schungen festzustellen waren. Demzufolge scheint sich die Rutschungsanfälligkeit wohl erst bei sehr großen Neigungen auszuwirken. Für die zweite Annahme spricht, dass die halben Oran-gen aufgrund der schwierigen Bewirtschaftung heute häufig bewaldet sind oder als Weide ge-nutzt werden. Möglicherweise war dies auch in der Vergangenheit der Fall, so dass der Schutz durch die Vegetation wahrscheinlich ausschlag-gebend ist.

Auch im Vorgebirge entlang der Achse Santo Aleixo – Guapimirim – Cachoeiras de Macacu

finden sich (gelb)braune Böden im Bereich der Hänge und als sandige Flussablagerungen. Stich-proben von Waldböden der unteren Gebirgsstufe bei Guapimirim und Cachoeiras de Macacu er-gaben, dass es sich bei diesen um Kolluvien han-delt, die bis in eine Tiefe von 150 cm (möglicher-weise auch tiefer) zahlreiche Holzkohlestücke enthalten. Das häufige Vorkommen von Kaffee-pflanzen in den Sekundärwäldern legt den Schluss nahe, dass sich hier einst Kaffeeplanta-gen die Hänge hochzogen. Auch auf dem Gebiet des heutigen Nationalparks ließen sich in der mittleren Höhenstufe (400 bis 800 m ü. M.) ver-schiedene Vornutzungen, unter anderem der An-bau von Zuckerrohr, Kaffee und lokal Pflanzun-gen von Chinarindenbäumen nachweisen. Die Befunde zeigen, dass es sich bei den Wäldern der unteren und mittleren Höhenstufe wohl weitest-gehend um jüngere Sekundärwälder handelt. Es ist jedoch nicht auszuschließen, dass abseits der alten Hauptwegeverbindungen noch alte, weitge-hend unbeeinflusste Wälder erhalten sind. An-sonsten finden sich diese wohl nur in den Hoch- und Steillagen.

Das Bergland im Lee der Serra dos Órgãos wurde erst Ende des 18. Jahrhunderts erschlos-sen. Im heutigen Teresópolis ging die Entwick-lung von einzelnen Fazendas aus, die Ackerbau und Viehwirtschaft betrieben. Größere Kaffee-plantagen gab es im Gebirge nicht. Die Landnut-zung stellte sich bis Mitte des 20.Jahrhunderts sehr heterogen dar, was vor allem an der unter-schiedlichen verkehrlichen Erschließung und Marktanbindung, den Besitzverhältnissen und der Motivation des jeweiligen Bewirtschafters sowie an den Traditionen der überwiegend europäi-schen Siedler lag. So wurden auf einer Fazenda großflächig Quitten angebaut und in Rio de Ja-neiro vermarktet, während benachbarte Lände-reien brach lagen. Dies erklärt zum Teil die un-terschiedlichen Erosionsschäden in benachbarten Talungen. Erst in den 1970er Jahren entwickelte sich das heute charakteristische Landnutzungs-muster mit intensivem Gemüsebau in den Talun-gen und intermontanen Becken und Weiden und Agrumenpflanzungen auf den Hängen.

Trotz der erst jungen Erschließung und Be-wirtschaftung sind die (gelb)braunen Böden im Bereich mittel bis stark geneigter Hänge bereits weitgehend abgetragen und am Hangfuß als Kol-luvien akkumuliert. Verantwortlich für die rasche Abtragsdynamik sind neben den Starknieder-schlägen primär die hohe Reliefdynamik und die Nutzung. Vor allem das turnusmäßige Abbrennen der Vegetation zum Freihalten der Flächen und in

196 Kapitel 6: Diskussion __________________________________________________________________________ jüngerer Zeit das Vordringen des Gemüsebaus in steile Hanglagen hatten und haben hier einen maßgeblichen Einfluss. Zudem wurden auf Wei-deflächen des Öfteren durchstoßene Viehgangeln beobachtet, in denen bei Starkniederschlägen das Wasser abfließt und das Oberbodenmaterial mit sich führt.

Interessanterweise sind auch im Gebirge (gelb)braune Böden auf Meias Laranjas erhalten. Zudem fanden sich solche auch häufiger unter Waldfragmenten in höheren Reliefpositionen und nicht nur als Kolluvien am Hangfuß. Dies könnte ein Hinweis darauf sein, dass die entsprechenden Standorte nur kurzzeitig landwirtschaftlich ge-nutzt worden sind und die Abträge entsprechend gering waren. Anhand der Bodenprofile wurde allerdings für alle untersuchten Waldfragmente eine Vornutzung nachgewiesen.

Der Nachweis einer prä-anthropogenen flä-chenhaften Verbreitung pleistozäner und frühho-lozäner (gelb)brauner Böden in der Küstenebene und im Gebirge – mit Ausnahme der Hoch- und Steillagen – führt zu wesentlichen Folgerungen in Bezug auf die Bodengenese. So sind rote La-tossolos (Ferralsole) mitnichten die charakteristi-schen, gut entwickelten Böden in den stark „ge-wellten“ Bergregionen, die mit Regenwald be-standen sind (IBDF 1980, PROJETO RIO DE JANEIRO 2001), sondern vielmehr das Ergebnis anthropogener Bodendegradation. Sie bedecken auch nicht den Großteil der Serra (IBDF 1980, IBAMA 2006, DRUMMOND 1997), sondern zei-gen eine schwerpunktmäßige Verbreitung um die größeren Städte sowie in landwirtschaftlich inten-siv genutzten Talungen und entlang der Haupt-verkehrsachsen. Dies lässt sich unmittelbar aus der Bodenkarte des „Projeto Rio de Janeiro“ ab-leiten (Kap. 3.1.3, Abb. 3.1.5) und wird durch Beobachtungen im Gelände bestätigt. Bodentypo-logisch sind die (gelb)braunen Böden bei einer Mächtigkeit >25 cm (Unterkante unter GOF) als Cambisole anzusprechen, die sich überwiegend aus älteren Latosolen entwickelt haben. Durch Bodenerosion wurden die oberen Bodenhorizonte häufig abgetragen, wodurch die älteren Latosole wieder an die Oberfläche gelangten.

Auch im Bereich des Gebirgsfußes und in der Küstenebene wären natürlicherweise Cambisole – neben andere Bodentypen, wie Fluvisole und Gleissole – vorherrschend. In jedem Falle sind die heute dominierenden Ferralsole und Acrisole als Tertiärrelikte zu betrachten, wobei sich letz-tere durch den Prozess der Tonverlagerung nach der Entwaldung weiterentwickelt haben. Der na-türliche zonale Bodentyp in der Küstenebene und

in der Serra ist demzufolge der Cambisol. In Bezug auf die Einstufungen von SCHULTZ (2002) und der FAO / AGL (2003), die die Region der Acrisol- bzw. Ferralsol-Acrisol-Nitisol-Zone zu-ordnen, ist daher anzumerken, dass diese Einstu-fungen zwar nach den heute vorherrschenden Bo-dentypen zutreffend sind, jedoch nicht mit den klimatischen Faktoren der Bodenbildung überein-stimmt.

Die Verbreitung von Gullies ist im Bergland sehr heterogen, was vor allem auf die Nutzungs-art, -intensität und -dauer sowie das Relief, weni-ger auf kleinräumig wechselnde Boden- und Nie-derschlagsverhältnisse zurückzuführen ist. Ursa-che der rezenten Gully-Bildung ist in erster Linie die Überweidung. Im vertieft untersuchten Tal des Córrego Sujo, welches erst spät in die Be-wirtschaftung genommen wurde und heute einen heterogenen, jedoch überwiegend geringen Vieh-besatz aufweist, sind tiefe Gullies daher deutlich seltener als in Landschaftsräumen mit einem ho-hen Viehbesatz und/oder langer Nutzungsdauer. So finden sich vor allem im Bereich des Gebirgs-fußes, zum Beispiel zwischen Guapimirim und Cachoeiras des Macacu oder bei Santo Aleixo schluchtartige Gullies, die offensichtliche Folge von Überweidung sind oder zumindest auf diese Weise weitergebildet wurden. Möglicherweise geht die Anlage bereits auf den Kaffeeanbau zu-rück.

Die näher untersuchten Gullies im Tal des Córrego Sujo sind zweifelsfrei Folge unangepass-ter Landnutzung. In einem Fall ist ein linienför-miger Gully entlang eines Zauns ausgebildet. Diese Form von Grabenerosion wurde im Unter-suchungsraum auch an anderen Standorten beo-bachtet. AUGUSTIN (2001) beschreibt derartige Erosionsformen in Minas Gerais und stellt sie im dortigen Untersuchungsgebiet als die häufigste Entstehungsursache von Gullies heraus (vgl. Kap. 4.3.1). Zurückzuführen ist die Gully-Bildung im beobachten Fall auf die Weiterbildung eines Ab-flussgrabens entlang des Zaunes. Sie ist weder an den geologischen Untergrund noch an jüngere Verfüllungen gebunden.

Die zweite Form eines Gullies im Córrego Su-jo ist an das Relief gebunden. Der muschelför-mige Gully (vgl. Kap. 5.6.3, Bild 5.6.12) ent-wickelte sich unter Weide aus einer Depression heraus seitlich nach oben. COELHO NETTO (1999: 43) deutet diese Entwicklung von Gullies als eine „Exhumierung pleistozäner Erosionsbahnen“, die zuvor in geologischen Strukturen angelegt wurden. Der Autor schließt sich dieser Auffas-sung grundsätzlich an, ohne dass er jedoch, wie

Kapitel 6: Diskussion 197 __________________________________________________________________________ von COELHO NETTO (1999: 44) formuliert, eine Anschneidung der quartären Ablagerungen durch die Gerinne für erforderlich hält. Für die Ausbil-dung des beschriebenen Gullies ist wiederum ei-ne Überweidung verantwortlich, wobei die initia-le Entwicklung wahrscheinlich auch hier von ei-ner Abflussbahn entlang eines heute noch be-stehenden Zaunes ausging. Die Ausräumung der Füllungen muss hingegen nicht unbedingt durch die Nutzung bedingt sein, möglicherweise erfolg-

te sie schon vorher als Runsenbildung unter Wald. Muschelförmige Gullies in Depressionen wurden auch an anderer Stelle im Bergland beo-bachtet, wobei eine Bindung an Zäune nicht im-mer ersichtlich war. An initialen Grabenbildun-gen wurde zudem beobachtet, dass diese häufig am Hangfuß entlang von Wegen ansetzen, aber auch an Mittelhängen in Depressionen ohne Geländeanschnitte vorkommen.

6.4. Folgerungen und Prognosen für die weitere Landschaftsent-

wicklung im Munizip Teresópolis

ie fortschreitende Nutzungsintensivierung im Munizip Teresópolis in Verbindung mit

einer Fragmentierung der Wälder wird in Zukunft mit großer Wahrscheinlichkeit zu schwerwiegen-den Problemen im Landschaftshaushalt führen. Vor allem das Vordringen des Gemüsebaus in steile Hanglagen sowie Brände zur Freihaltung der Flächen führen zu verstärkten Bodenabträgen und damit zu einer immer dünneren Bodendecke in den Hanglagen. Bereits heute ist diese oft nur wenige Dezimeter mächtig. Bei anhaltender Bo-denerosion wird vielerorts der Zersatz an die Oberfläche gelangen und eine weitere agrarische Nutzung stark einschränken. Hinzu kommen lokal hohe lineare Abträge und eine Gully-Bil-dung als Folge von Überweidung.

Verschärft wird die Problematik durch den globalen Klimawandel, da für die Region Südost-brasilien mit einer Zunahme extremer Nieder-schlagsereignisse zu rechnen ist (MAX-PLANCK INSTITUT FÜR METEOROLOGIE 2006: 20). Für den Projektionszeitraum 2071-2100 geht das Sze-nario A1B von einer Zunahme der Extremnieder-schläge um 30-40% gegenüber den Mittelwerten der Jahre 1961-1990 aus. Dadurch wird das Risi-ko der Bodenerosion zusätzlich erhöht.

Im Einzugsgebiet des Córrego Sujo wurde nachgewiesen, dass die (gelb)braunen Böden in einem Zeitraum von nur 50 Jahren bereits groß-flächig abgetragen wurden. Führt man sich die langen Entwicklungszeiten der Böden im Bereich von Tausender Jahren vor Augen, so muss von einer gravierenden Degradation in kürzester Zeit gesprochen werden. Ganz entscheidend für die Bewertung der weiteren Nutzung in Hangberei-chen sind daher die noch vorhandene Boden-decke und die Abtragsgefährdung am entspre-chenden Standort.

In Bodenerosionsmodellen bleiben solche bo-dengenetischen und -historischen Aspekte in der Regel unberücksichtigt. Hinzu kommen ander-weitige Probleme, wie kleinräumig wechselnde Bodenverhältnisse, die schwierige Erfassung von Starkregenereignissen sowie die gleichermaßen schwierige Abbildung des geologischen Unter-grundes, der Verwitterungstiefe und der unterir-dischen Wasserbewegungen (subsurface flow). Zudem ist auch die Datenverfügbarkeit in tropi-schen Ländern häufig limitiert und letztendlich erlauben die Ergebnisse nur räumlich eng begren-zte Aussagen. Wie schon in Kapitel 4 ausgeführt, lässt sich etwa mit Modifikationen der USLE-Formel kein individuelles Erosionsereignis ab-schätzen, welches für eine Bemessung von Schutzmaßnahmen erforderlich wäre (SCHMIDT 1998). Aus diesem Grunde wurde auf ein kom-plexes Bodenerosionsmodell verzichtet und der genetische Ansatz gewählt, der zwar keine quan-titativen Aussagen in Form von Abträgen in ha erlaubt, jedoch für die Beurteilung der Bodenero-sionsgefährdung als Grundlage für geeignete Ma-nagementstrategien in einem Einzugsgebiet min-destens ebenso aussagekräftige Ergebnisse liefert.

Eine zweite wesentliche Problematik neben der Bodenerosion ist die durch Nutzung und Klimawandel veränderte Gewässerdynamik, der in wissenschaftlichen Arbeiten in Südostbrasilien bislang kaum Aufmerksamkeit geschenkt wurde. Die Entwaldung und zunehmende Bodenversie-gelung führen zu einem schnelleren Abfluss nach Starkniederschlagsereignissen. Anhand des Un-terlaufes des Córrego Sujo wurde gezeigt, dass es zu einer verstärkten Einschneidung der Gerinne und Seitenerosion sowie vermehrten Hochwas-serereignissen kommt und sich die Auen so von Akkumulations- zu Erosionsgebieten wandeln.

D

198 Kapitel 6: Diskussion __________________________________________________________________________ Die volle Tragweite der Veränderungen im Ab-flussverhalten der Gerinne für die weitere Stand-ortentwicklung und die daran gekoppelten Nut-zungspotenziale wurde vielerorts noch nicht er-kannt. Denn neben leicht erkennbaren Flächen-verlusten durch Seitenerosion kommt es zur Ab-senkung des Grundwasserspiegels in den Auen und in der Folge zu einem geringeren Trocken-wetterabfluss. Damit kann bereits mittelfristig weniger Wasser für Bewässerungsmaßnahmen in der Gemüsebaulandschaft zur Verfügung stehen. Zu befürchten sind saisonale Engpässe, die un-ausweichliche Konflikte um den kontinuierlichen Zugang zur Ressource Wasser nach sich ziehen werden. Zudem müssen einige flussnahe Stand-orte, sofern keine Gegenmaßnahmen ergriffen werden, wahrscheinlich schon mittelfristig aufge-geben werden. Damit gehen leicht zu bewirt-schaftende Flächen in den Auen verloren.

Eine Kompensation der verlorenen Anbauflä-chen in Hangbereichen führt zu den aufgezeigten Erosionsproblemen, einem verstärkten Nutzungs-druck auf die verbliebenen Waldfragmente und zieht darüber hinaus höhere Energiekosten für die Bewässerung (Dieselpumpen) nach sich. Quanti-tative Aussagen hinsichtlich der Veränderung im Abflussverhalten der Gerinne lassen sich nur über Niederschlags- und Abflussmessungen tref-fen. Solche Messungen wurden für die Fließge-wässer im Untersuchungsraum bislang nicht durchgeführt, wären für ein optimiertes Nut-zungsmanagement aber dringend anzuraten.

Auch in Bezug auf die Gewässerdynamik wird die Situation durch den globalen Klimawan-del verschärft, da die Zunahme der Extremnieder-schläge auch das Risiko von Überschwemmun-gen erhöht. In Bezug auf die Trockenperioden sind hingegen keine wesentlichen Veränderungen zu erwarten (MAX-PLANCK-INSTITUT FÜR ME-TEOROLOGIE 2006: 21).

Die Übernutzung des Naturraums ist die Folge verschiedener Aktivitäten und der damit in Ver-bindung stehenden sozioökonomischen Trieb-kräfte. Zu erwähnen sind unter anderem der Be-völkerungszuwachs und der damit einhergehende Flächenverbrauch durch Suburbanisierungspro-zesse und einem Ausbau der Verkehrsinfrastruk-

tur, die steigende Nachfrage an landwirtschaftli-chen Produkten in der Metropole Rio de Janeiro, auf die mit einer Erhöhung der Flächenprodukti-vität und einer Erschließung neuer landwirt-schaftlicher Flächen reagiert wird, sowie unange-passte Nutzungen und Missmanagement. Auch der Zuzug wohlhabender Bewohner aus der Stadt Rio de Janeiro in das klimatisch bevorzugte Ge-birge sowie der Tourismus bringen durch Bauak-tivitäten eine Entwaldung und zunehmende Bo-denversiegelung mit sich.

Im Hinblick auf die zukünftige Landnutzung lassen sich nur vage Vermutungen anstellen. Der-zeit ist ein Trend erkennbar, der neben einer Ausweitung des Gemüsebaus auch auf verstärkte Aufforstungen mit Eukalyptus hindeutet. Nach Untersuchungen von XIROMERITI (2006) sind Aufforstungen mit Eukalyptus im Einzugsgebiet des Córrego Sujo als ökonomisch sinnvoll einzu-stufen, wobei hochwertiges Sägeholz gegenüber Brennholz zu bevorzugen ist. Inwieweit Eukalyp-tus-Aufforstungen auch aus ökologischer Sicht eine Alternative darstellen, ist umstritten.

XIROMERITI (2006) betont, dass die Auffors-tungen die einzige Möglichkeit seien, die Versor-gung mit forstlichen Produkten sicherzustellen, um so den Druck auf die Naturwälder zu verrin-gern. Nach Ansicht des Autors trifft dies aber nur bedingt zu, da die Kleinbauern, die die Fragmen-te nutzen, im Regelfall nicht diejenigen sind, die Eukalyptus anpflanzen. Bei letzteren handelt es sich zumindest derzeit um kapitalstärkere Per-sonen mit größerem Grundbesitz.

Verschiedene Autoren sehen Eukalyptus vor allem wegen der Anfälligkeit der Monokulturen gegenüber Schädlingen sowie Belastungen des Bodens durch einseitigen Nährstoffentzug, Ver-sauerung, Bodenerosion und Grundwasserab-senkung mit einer gewissen Skepsis (u.a ZECH et al. 1989, BARROS & VERÍSSIMO 1996, SCHOLZ 1999), was in Bezug auf die Erosionsanfälligkeit durch Beobachtungen im Untersuchungsraum be-stätigt wird. Ein weitgehender Konsens besteht allerdings darin, dass bei der Abwägung der öko-logischen und ökonomischen Vorteilhaftigkeit von Aufforstungen die spezifischen Standortbe-dingungen als maßgeblich einzubeziehen sind.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 199 __________________________________________________________________________

7. Literaturverzeichnis A

AARS, J. & R.A. IMS (1999): The effect of habitat corridors on rates of transfer and interbreeding between vole demes. –Ecology 80: 1648–1655.

AB´SABER, A.N. (1956): Eat actuel dês connaissances

sur les niveaux d´erosion et les surfaces d´apla-nissement du Brésil. – In: Congrés International de Geographie, 18., Rio de Janeiro. Report. New York, Union Geographique Internationale: 7-27.

AB´SABER, A.N. (1964): O relevo brasileiro e seus

problemas. – In: Brasil – A terra e o homem: As bases físicas. Editado por A. De Azevedo. São Paulo, Ed. Nacional: 135-250.

AB´SABER, A.N. (1969):Uma revisão do Quaternário

paulista: do presente para o passado. – R. Brás. Geogr. 31(4): 1-51.

AB’SABER, A.N. (1977): Espaços ocupados pela ex-

pansão dos climas secos na America do Sul, por ocasião dos períodos glaciais quaternários. – Pale-oclimas/USP, 3: 1-19.

AB´SABER, A.N. (1982): The paleoclimate and paleo-

ecology of Brazilian Amazonia. – In: G.T. Prance (Hrsg.) Biological Diversification in the Tropics, New York, Columbia, 1-59.

AGASSIZ, L. (1867): Letter from Agassiz to Jules Mar-

cou on the geology of the Amazon Basin. – Socie-té Geologíque de France (Ser. 2) 24: 109-10.

AGUIAR, A.P., A.G. CHIARELLO, S.L. MENDES & E.

NERI DE MOTA (2003): The Central and Serra do Mar Corridors in the Brazilian Forest. – In: GALIN-DO-LEAL & DE GUSMÃO CÂMARA (Hrsg.): 118-132.

AHNERT, F. (1982): Untersuchungen über das Mor-

phoklima und die Morphologie des Inselberggebie-tes von Machakos, Kenia. – Catena Suppl. 2: 1-72.

AHNERT, F. (1983): Einige Beobachtungen über Stein-

lagen (stone-lines) im südlichen Hochland von Ke-nia. – Z. Geomorph. N.F., Suppl.-Bd. 48: 65-77, Berlin, Stuttgart.

AHNERT, F. (2003): Einführung in die Geomorpholo-

gie (3. Aufl.). – Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart, 477 S.

ALEVA, G.J.J. (1983): On weathering and denudation

of humid tropical interfluves and their triple planation surfaces. – Geologie en Mijnbouw 62: 383-388.

ALEXANDRE, J. & J.-J. SYMOENS (Hrsg.) (1989): Stone-lines. – Geo-Eco-Trop. 11, Brüssel.

ALLEN, J & J.F. O´CONELL (2003): The long and the

short of it: Archaeological approaches to deter-mining when humans first colonised Australia and New Guinea. – Australian Archaeology, 57.

ALMEIDA, F.F.M. (1976): The system of continental

rifts bordering the Santos basin, Brazil. – Anais da Acad. Bras. De Ciências, RJ, 48(supl.): 15-26.

ALMEIDA, F.F.M & C.D.R CARNEIRO (1998): Origem

e evolução da Serra do Mar. – Revista Brasileira de Geosciências 28(2): 135-150.

AMADOR, E.S. (1997): Baía de Guanabara e ecossiste-

mas periféricos: homem e natureza. – Edição do Autor, Rio de Janeiro: 539 S.

ARBEITSGRUPPE BODEN (2005): Bodenkundliche Kar-

tieranleitung, 5. verbesserte und erweiterte Auf-lage, Hannover 2005, 438 S.

AUERSWALD, K. (1998a): Bodenerosion durch Wasser.

– In: RICHTER, G. (Hrsg.) (1998a): 33-42. AUERSWALD, K. (1998b): Gravitative Massenverlage-

rung. – In: RICHTER, G. (Hrsg) (1998a): 61-68. AUGUSTIN, C. (2001): The relationship between gully

erosion and land use in Gouveia, Minas Gerais, Brazil. – IAG 1999 Regional Conference on Geo-morphology, Conference summary.

AVELAR & COELHO NETTO (1992a): Fraturas e desen-

volvimento de unidades geomorphológicas cônca-vas no médio vale do rio Paraíba do Sul. – Rev. Brasil. Geosciências 22(2): 222-227.

AVELAR & COELHO NETTO (1992b): Fluxos d´água

subsuperficiaís associados a origem das formas côncavas do relevo. – Anais da 1ª Conferência Brasileira de estabilidade de encostas (COBRAE, ABMS e SBGE), Rio de Janeiro, vol. 2: 709-719.

B

BACCARO, C.A.D.; B.R. CARIJO, Q.A. CARVALHO &

E.P. SILVA (2001): The evolution of gully proces-ses in the Triangulo Mineiro, Minas Gerais, Brazil. – IAG 1999 Regional Conference on Geomor-phology, Conference summary.

BACELLAR, L.A.P., A.L. COELHO NETTO & W.A. LA-

CERDA (2001): Recurrent gullying in a small drai-

200 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

nage basin, Ouro Preto (Minas Gerais), Brazil. – IAG 1999 Regional Conference on Geomorpholo-gy, Conference summary.

BAHN, P.G. (1993): 50,000-year-old Americans of

Pedra Furada. – Nature 362: 114-115. BAHN, P.G. (2003): Early rock art and settlement in

Brazil. – Before Farming 2003/1(14): 1-2. BAKKER, J.P. (1958): Zur Granitverwitterung und Me-

thodik der Inselbergforschung in Surinam. – Dt. Geographentag Würzburg 1957: 122-131, Wiesba-den.

BAKKER, J.P. (1965): A forgotten factor in the inter-

pretation of glacial stairways. – Z. Geomorph. 9: 18-34.

BAKKER, J.P. (1968): Die Flussterrassen Surinams als

Hinweise auf etwas trockenere Klimate während der quartären Eiszeiten. – Actorum Geogr. Debreci-norum, Extractum etomo 7, (XIV: 9-17), Debrecen.

BARBOSA, A.S. & P.I. SCHMITZ (1998): Ocupação in-

dígena do Cerrado: esboço de uma história. – In: SANO, S.M. & S.P. DE ALMEIDA (1998): Cerrado: ambiente e flora. Planaltina: EMBRAPA-CPAC: 3-43.

BARREIRO PARRILLO, B.D. (2005): Sustainability ana-

lysis of the annual husbandry agribusiness in the municipality of Teresópolis, Rio de Janeiro, Brazil. – Masterarbeit am Institut für Tropentechnologie der FH Köln, 136 S.

BARROS, A.C. & A. VERÍSSIMO (Hrsg.) (1996): A ex-

pansão da atividade madeireira na Amazônia bra-sileira: impactos e perspectivas para o desenvol-vimento do setor florestal. Belém, 168 S.

BARROS, M.A. (2003): Transição Pleistoceno / Holoce-

no, médio vale do Rui Paraíba do Sul (SP/RJ): uma abordagem palinológica. – Dissertation, Uni-versidade Federal do Rio de Janeiro, 200 S.

BARTH, O.M. (2003): A palinologia como ferramenta

no diagnóstico e monitoramento ambiental da Baía de Guanabara e regiões adjacentes, Rio de Janeiro, Brasil. – Anuário do Instituto de Geociências – UFRJ, Volume 26: 52-59.

BARTH, O.M., C.F.P LUZ, M.B. TOLEDO, M.A.

BARROS & C.G. SILVA (2001): Palynological data from Quaternary deposits of two lakes in the northern region of the state of Rio de Janeiro. – In: GOODMAN, D.K. & R.T. CLAKER (Hrsg.): Pro-ceedings of the IX Palynological Congress, Hous-ton, Texas, 1996, American Association of Strati-graphic Palynologists Foundation: 443-450.

BARTHOLOMEU, R.L., O.M. BARTH & M.A. BARROS

(2001): Estudos palinológicos em sedimentos quaternários turfosos da praia Vermelha, Urca, Rio de Janeiro. – Boletim de Resumos do VIII Con-gresso da Associação Brasileira de Estudos do Quaternário: 398-399.

BASTIAN, O. (2001): Landscape Ecology – towards a

unified discipline? – Landscape Ecology 16: 757-766.

BECK, L., H. HÖFER, C. MARTINS, J. RÖMBKE & M.

VERHAAGH (1997): Bodenbiologie tropischer Re-genwälder. – Geogr. Rundschau 49: 4-10.

BECKER, G.F. (1895): Reconnaissance of the gold

fields of the southern Appalachians. – In Sixteenth annual report of the United State Geological Sur-vey to the Secretary of the Interior 1894–95, Part III – Mineral resources of the United States, 1894, metallic products. U.S. Gov. Print. Office, Wash-ington DC: 251–331.

BEEK, K.J. & D.L. BRAMAO (1968): The nature and

geography of South American soils. – In: FITT-KAU, E.J., J. ILLIES, H. KLINGE, G.H. SCHWABE &

H. SOILI (Hrsg.): Biogeography and ecology in South America. Volume 1, W. Junk, Den Haag: 82–112.

BEHLING, H. (1993): Untersuchungen zur spätpleisto-

zänen und holozänen Vegetations- und Klimage-schichte der tropischen Küstenwälder und der Araukarienwälder in Santa Catarina (Südbrasilien). – Dissertationes Botanicae 206, 149 S., J. Cramer, Berlin, Stuttgart.

BEHLING, H. (1995): A high resolution Holocene pol-

len record from Lago de Pires, SE Brazil: vegeta-tion, climate and fire history. – Journal of Paleo-limnology 14: 253-268.

BEHLING, H. (1997a): Late Quaternary Vegetation, cli-

mate and fire history from tropical mountain re-gion of Morro de Itapeva, SE, Brazil. – Palaeogeo-graphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology 129: 407-422.

BEHLING, H. (1997b): Late Quaternary vegetation, cli-

mate and fire history of the Araucaria forest and campos region from Serra Campos Gerais, Paraná (South Brazil). – Rev. Palaeobot. Palynol. 97: 109–121.

BEHLING, H. (1998): Late Quaternary vegetational and

climatic changes in Brazil. – Rev. Palaeobot. Paly-nol. 99: 143-156.

BEHLING, H. (2002): South and southeastern grass-

lands during Late Quaternary times: a synthesis. –

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 201 __________________________________________________________________________

Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecol-ogy 177: 19-27.

BEHLING, H., H.-W. ARZ, J. PÄTZOLD & G. WEFER

(2002): Late Quaternary vegetational and climate dynamics in southeastern Brazil, inferences from marine core GeoB 3229-2 and GeoB 3202-1. – Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecol-ogy 179: 227-243.

BEHLING, H., S.G. BAUERMANN & P.C. NEVES (2001):

Holocene environment changes from the São Francisco de Paula region, southern Brazil. – Jour-nal of American Earth Sciences 14: 631-639.

BEHLING, H. & V. DEPATTA PILLAR (2006): Late

Quaternary vegetation, biodiversity and fire dy-namics on the southern Brazilian highland and their implication for conservation and management of modern Araucaria forest and grassland ecosys-tems. – Phil. Trans. R. Soc. B (2007) 362: 243–251 doi: 10.1098/rstb.2006. Published online 19 December 2006.

BEHLING, H. & M. LICHTE (1997): Evidence of dry

and cold climatic conditions at glacial times in tro-pical Southeastern Brazil. – Quaternary Research 48, 3: 348-358.

BEHLING, H. & R. NEGRELLE (2001): Tropical rain fo-

rest climate dynamics of the Atlantic lowland, sou-thern Brazil, during the late Quaternary. – Quater-nary Research, 56: 383-389.

BEHLING, H., V. PILLAR, L. ORLOÓCI & S.G.

BAUERMANN (2004): Late Quaternary Araucaria forest, grassland (Campos), fire and climate dy-namics, studied by high resolution pollen, charcoal and multivariate analysis of the Cambará do Sul core in southern Brazil. – Palaeogeogr. Palaeocli-matol. Palaeoecol. 203: 277–297.

BELTRÃO, M.C. (1966): Quelques donées nouvelles

sur les sites préhistoriques de Rio Claro, état de São Paulo, Congresso internacional de American-istas, Actas, 1: 445-550.

BELTRÃO, M.C. (1978): Pré-História do estado do Rio

de Janeiro. – Forense Universitária / SEEC – RJ, 274 S.

BELTRÃO, M.C.; J. MORA, W. VASCONCELOS & S.

NEME (1986): Sítio arqueológico pleistocênico em ambiente de encosta: Itaboraí, Rio de Janeiro, Bra-sil. New evidence for the pleistocene peopling of the Americas – (Hrsg. BRYAN, A.L.), University of Maine, Orono: 195-202.

BERTONI, J. & F. LOMBARDI NETO (1999): Conserva-

ção do Solo. – 4. Aufl., São Paulo, Ícone, 1999.

BEURLEN, K. & F.W. SOMMER (1954): Restos vege-tais fósseis e tectônica da bacia calcária de Itabo-raí, Estado do Rio de Janeiro. – Bol. Div. Geol. Mineral. 149: 1-27.

BEURLEN, K. (1970): Geologie von Brasilien. – Beiträ-

ge zur regionalen Geologie der Erde, Band 9, Gebrüder Borntraeger, Berlin, 444 S.

BIBUS, E. (1983): Die klimamorphologische Bedeutung

von Stone-lines und Decksedimenten in mehrglie-drigen Bodenprofilen Brasiliens. – Z. Geomorph. N.F., Suppl.-Bd. 48: 79-98, Berlin, Stuttgart.

BIBUS, E. (1984): Morphological criteria for recent cli-

matic oscillations in the northern periphery of the Pantanal in Mato Grosso. – Zentralblatt für Geolo-gie und Paläontologie, Teil I (11/12): 1431-40.

BIGARELLA, J.J. (1961): Considerações sobre a geo-

morphogênese da Serra do Mar no Paraná. – Para-naense Geogr., 4/5: 94-125.

BIGARELLA, J.J. (1964): Variações climáticas no

Quaternário e suas implicações no revestimento florístico do Paraná. – Bol. Paranaense Geogr., 10/15: 211-213.

BIGARELLA, J.J. (1975): Pediments, a convergence of

processes. – Bol. Paranaense Geogr., 33: 206-216. BIGARELLA, J.J. (1991): Aspectos físicos da paisagem.

– In: Mata Atlântica – Atlantic Rain Forest. Edi-tora Index, Fundação S.O.S. Mata Atlântica, São Paulo, 63–93.

BIGARELLA, J.J. & A.N. AB´SABER (1964): Palaeo-

geographische und Palaeoklimatische Aspekte des Kaenozoiums in Südbrasilien. – Z. Geomorph. 8(3): 286-312.

BIGARELLA, J.J. & D. ANDRADE-LIMA & P.J. RIEHS

(1975): Considerações a respeito das mudanças paleoambientais na distribuição de algumas espé-cies vegetais e animais no Brasil. – Sep. An. Acad. Brasileira de ciências, Suppl. 47: 411-464, Curi-tiba, Porto Alegre.

BIGARELLA, J.J. & R.D. BECKER (1975): International

Symposium on the Quaternary. – Bol. Paranaense de Geosciências 33, 370 S., Curitiba.

BIGARELLA, J.J., M.R. MOUSINHO & J.X. SILVA

(1965a): Considerações a respeito da evolução das vertentes. – Bol. Paranaense Geogr., 16/17: 85-116.

BIGARELLA, J.J., M.R. MOUSINHO & J.X. SILVA

(1965b): Pediplanos, Pedimentos e seus depósitos correlativos no Brasil. – Bol. Paran. Geografia, 16/17: 117-151.

202 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

BIRD, M.I., C.S.M. TURNEY, L.K. FIFIELD, R. JONES, L.K. AYLIFFE, A. PALMER, R.G. CRESSWELL & S. ROBERTSON (2002): Radiocarbon analysis of the early archaeological site of Nauwalabila 1, Ar-nhem Land, Australia: Implications for sample suitability and stratigraphic integrity. – Quaternary Science Reviews 21: 1061-1075.

BLASCHKE, T. (1997): Landschaftsanalyse und -bewer-

tung mit GIS. – Forsch. z. deutsch. Landeskunde 243, Trier.

BLUME, H.P. & U. SCHWERTMANN (1969): Genetic

evaluation of profile distribution of aluminum, iron, and manganese oxides. – Soil Sci. Soc. Am. Proc. 33: 438–444.

BLÜMEL, W.D. (2002): 20.000 Jahre Klimawandel und

Kulturgeschichte – von der Eiszeit in die Gegen-wart. – WechselWirkungen Jahrbuch 2002: 2-19.

BOCEK, B. (1986): Rodent ecology and burrowing be-

havior: Predicted effects on archaeological site formation. – American Antiquity 51: 589-603.

BOCEK, B. (1992): The Jasper Ridge reexcavation ex-

periment: Rates of artefact mixing by rodents. – American Antiquity 57: 261-69.

BORK, H.-R. (1991): Bodenerosionsmodelle – For-

schungsstand und Forschungsbedarf. – Ber. Landw. SH, 205: 51-67.

BORK, H.-R. (Hrsg.) (2006): Landschaften unter dem

Einfluss des Menschen. – Wissenschaftliche Buch-gesellschaft Darmstadt, 207 S.

BORK, H.-R. & H. ROHDENBURG (1983): Untersuchun-

gen zur jungquartären Relief- und Bodenentwick-lung in immerfeuchten tropischen und subtropi-schen Gebieten Südbrasiliens. – Z. Geomorph. N.F., Suppl.-Bd. 48: 155-178, Berlin, Stuttgart.

BORK, H.-R. & H. ROHDENBURG (1985): Studien zur

jungquartären Geomorphodynamik in der subtropi-schen Höhenstufe Südbrasiliens. – Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, Teil I: 11/12: 1455-1469.

BORNHARDT, W. (1900): Zur Geologie und Oberflä-

chengestaltung Deutsch-Ostafrikas. – Berlin. BORSDORF, A. & H. HOFFERT (2005): Naturräume La-

teinamerikas; http://www.lateinamerika-studien.at, Aktualisierung 15.06.2005.

BRABANT, P. (1987): La répartition des podzols à Ka-

limantan. In: D. RIGHI & A. CHAUVEL (Hrsg.): Podzols et Podzolisation, Paris, AFES & INRA, 13-24.

BRACE, C.L., A.R. NELSON, N. SEGUCHI, H. OE & L. SERING (2001): Old World sources of the first New World human inhabitants: A comparative craniofacial view. – Proc Natl Acad Sci USA 98: 10017–10022.

BRAUCHER, R., C.V. LIMA, D.L. BOURLÈS, J.C.

GASPAR, M.L.L. ASSAD (2004): Stone-line forma-tion processes documented by in situ-produced 10Be distribution, Jardim River basin, DF, Brazil. – Earth and Planetary Science Letters 222 (2004): 645– 651.

BREBUDA, J. & G. RICHTER (1998): Kurze Geschichte

der Bodenerosion und ihrer Erforschung in Mittel-europa. – In: RICHTER, G. (Hrsg.) (1998a): 21-29.

BREMER, H. (1967): Zur Morphologie von Zentralaus-

tralien. – Heidelberger Geogr. Arb. 17. BREMER, H. (1971): Flüsse, Flächen- und Stufenbil-

dung in den feuchten Tropen. – Würzburger Geogr. Arb. 35, 194 S.

BREMER, H. (1981): Reliefformen und reliefbildende

Prozesse in Sri Lanka. – Relief, Boden, Paläoklima 1: 7-184.

BREMER, H. (1993): Etchplanation, review and com-

ments of BÜDEL´S model. – Z.Geomorph. N.F., Suppl. 92: 189-200.

BREMER, H. (1995): Boden und Relief in den Tropen:

Grundvorstellungen und Datenbank. – Relief, Bo-den, Paläoklima 11, 320 S.

BREMER, H. (1999): Die Tropen. Geographische Syn-

these einer fremden Welt im Umbruch. – Gebr. Borntraeger, Berlin, Stuttgart, 428 S.

BREMER, H. & J. JENNINGS (1978): Inselbergs/Insel-

berge. – Z. Geomorph. Suppl. 31: 206 S. BREMER, H. & H. SPÄTH (1989): Geomorphological

observations concerning stone-lines. – Geo-Eco-Trop. 11: 185-195.

BROWN, K.S. & A.N. AB´SABER (1979): Ice-age forest

refuges and evolution in the neotropics: correlation of paleoclimatological, geomorphological and pe-dological data with modern biological endemisms. – Paleoclimas, 5: 1-30.

BRÜCKNER, H. (1989): Morphogenese und Tektoge-

nese in Maharashtra (Indien) im Tertiär. – Bay-reuther Geowiss. Arb. 14: 159-172.

BRÜCKNER, W.D. (1955): The mantle rock (laterite) of

the gold coast and its origin. – Geol. Rdsch. 43: 307-327.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 203 __________________________________________________________________________

BRYAN, A.L. & M.C. BELTRÃO (1978): An early strati-fied sequence near Rio Claro, east central São Pau-lo State. Brazil. – In: BRYAN, A.L. (Hrsg.): Early man in America from a Circum-Pacific perspec-tive, Edmonton, Archaeological Research Interna-tional: 303-305.

BÜDEL, J. (1935): Die Rumpftreppe des westlichen

Erzgebirges. – Dt. Geographentag Bad Nauheim: 138-147.

BÜDEL, J. (1938): Das Verhältnis von Rumpftreppen

und Schichtstufen in ihrer Entwicklung seit dem Alttertiär. – Peterm. Geogr. Mitt. 84: 229-238.

BÜDEL, J. (1957): Die “Doppelten Einebnungsflächen”

in den feuchten Tropen. – Z. Geomorph. 1: 201-231.

BÜDEL, J. (1969): Das System der klima-genetischen

Geomorphologie. – Erdkunde 23: 165-182. BÜDEL, J. (1970): Pedimente, Rumpfflächen und

Rückland-Steilhänge; deren aktive und passive Rückverlegung in verschiedenen Klimaten. – Z. Geomorph., N.F. 14: 1-57.

BÜDEL, J. (1977): Klima-Geomorphologie. – 304 S.,

Berlin, Stuttgart. BURGER, D. (1992): Quantifizierung quartärer subtro-

pischer Verwitterung auf Kalk. Das Beispiel Tra-vertinkomplex von Antalya (Südwesttürkei). – Re-lief Boden Paläoklima Bd. 7, 129 S., Gebr. Born-träger, Berlin.

BURTON, R.F. (1869): The highlands of Brazil; with a

full account of the gold and diamond mines. Also, canoeing down 1500 miles of the great river São Francisco, from Sabará to the sea (London 1869, 2 Bd.; New York 1969; Portugiesische Übersetzung von Américo Jacobina Lacombe, São Paulo 1941; São Paulo & Belo Horizonte 1976-77, 2 Bd.; São Paulo 1983, 3 Bd.).

C

CALDERANO FILHO, B., F. PALMIERI, A.J. TEIXEIRA

GUERRA, S. BARREIROS CALDERANO, E.C. CARDO-SO FIDALGO, R. BARDY PRADO, E. FRAGA DA

SILVA, C.L. CAPECHE & O.O. MARQUES DA FON-SECA (2003): Levantamento de Solos e Avaliação da Aptidão Agrícola das Terras da Microbacia Janela das Andorinhas no Município de Nova Friburgo, RJ.

CÂMARA, I. DE G. (1991). Plano de ação para a Mata

Atlântica. – Fundação SOS Mata Atlântica, São Paulo.

CAMARGO, G. & M.A.T. OLIVEIRA (2001): Gully ero-sion and tunnelling erosion on the southern “Sec-ond Paraná Plateau” (Brazil) – IAG 1999 Regional Conference on Geomorphology, Conference sum-mary.

CANIL, K., J.L.RIDENTE JR, G.S. ALMEIDA FILHO, E.S.

MACEDO & W.T. CARVALHO (2001): Erosion pro-cesses on the streamhead of Araguaia River Basin (Mato Grosso and Goias State, Brazil). – IAG 1999 Regional Conference on Geomorphology, Conference summary.

CARMO, I.O., C.L. MELLO, M.N.O. PEIXOTO & J.R.S.

MOURA (2001): Gravel beds and stone-lines asso-ciated with cenozoic sedimentary processes in the southeastern Brazilian plateau. – IAG 1999 Re-gional Conference on Geomorphology, Conference summary.

CHARTER, C.F. (1949): The characteristics of the prin-

cipal cocoa soils – In Proc. Cocoa Conf. Cocoa, Chocolate and Confectioners Alliance, London: 105-112.

CHAUVEL, A. (1977): Recherches sur la transformation

des sols ferrallitiques dans la zone tropicale à sai-sons contrastées. Paris, ORSTOM, (Travaux et Documents 62), 532 S.

CHAUVEL, A, Y. LUCAS; R. BOULET (1987): On the

genesis of the soil mantle of the region of Manaus, Central Amazônia, Brazil. – Experientia, 43: 234-241.

CHORLEY, R.J., S.A. SCHUMM & D.E. SUDGEN (1984):

Geomorphology. 605 S., London, New York. CNPq (CONSELHO NACIONAL DE DESENVOLVIMENTO

CIENTIFICO E TECNOLÓGICO) (2001): Science and Technology for the Mata Atlântica: A Brazil-Ger-many Cooperation Program, http://www.cnpq.br/

COELHO NETTO, A.L. (1997): Mecanismos e Condi-

cionantes geo-hidroecológicos do voçorocamento em ambiente rural: implicações na estabilidade de encostas. – Anais do XXVI Congresso Brasileiro de Ciência do Solo, RJ.

COELHO NETTO, A.L. (1999): Catastrophic landscape

evolution in a humid region (SE Brazil): Inheritan-ces from tectonic, climatic and land use induced changes. – Fourth International Conference on Geomorphology, Italy 1997: 21-48.

COELHO NETTO, A.L. (2003): Evolução de cabeceiras

de drenagem no médio valo do Paraíba do Sul (SP/RJ): a formação e o crescimento da rede de canais sob controle estrutural. – Revista Brasileira de Geomorfologia, Ano 4, 2 (2003): 118-167.

204 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

COELHO NETTO, A.L., A.S. AVELAR & E.S. CRUZ (2001): Geomorphology of the Tijuca Massif, Rio de Janeiro: Process-responses to extreme rainfall events. – IAG 1999 Regional Conference on Geo-morphology, Conference summary.

COELHO NETTO, A.L. & N.F. FERNANDES (1990): Hill-

slope erosion – sedimentation and relief inversion. – In: Bananal SP, IAHS Publication, 192, Procee-dings of the international symposium on research needs and applications to reduce erosion and sedi-mentation in tropical steeplands, Suva, Fiji.

COELHO, L.G., O.M. BARTH & H.A.F. CHAVES (1999):

O registro palinológico das mudanças de vegeta-ção na região da baía de Sepetiba, Rio de Janeiro, nos últimos 1.000 anos. – Leandra 14: 51-63.

COELHO, L.G., O.M. BARTH & H.A.F. CHAVES (2002):

Palynological records of environmental changes in Guaratiba mangrove area, southeast Brazil, in the last 6.000 years B.P. – Revista Pesquisas em Ge-osciências, v. 29: 71-79.

COLINVAUX. P.A., P.E. DE OLIVEIRA & M.B. BUSH

(1998): Climatic history and biodiversity of equa-torial America. – In: 15th Biennal AMQUA Meet-ing, Sept. 5-7, 1998, Puerto Vallarta, Mexico, Pro-gramme abstracts.

COLINVAUX. P.A., P.E. DE OLIVEIRA & M.B. BUSH

(2000): Amazonian and neotropical plant commu-nities on glacial time-scales: The failure of the aridity and refuge hypotheses. – Quaternary Sci-ence Reviews, Vol. 19, No. 1: 141-169(29).

COLLINET, J. (1969): Contribution à l’étude des “stone-

lines” dans la region du Moyen-Ogooué (Gabon). – Cahiers ORSTOM, série Pédologie, vol. 7: 3-42.

CORNELL, R. M. & U. SCHWERTMANN (2003). The

iron oxides. 2. vollst. überarbeitete und erweiterte Auflage, Wiley VCH Verlag GmbH, 664 S.

CORRÊA, H. B.S. (1985): Nova Friburgo: o nascimento

da indústria (1890-1930). – Masterarbeit, Niterói, Universidade Federal Fluminense.

COSTA NUNES, A.J., A.M.M. COSTA COUTO E FON-

SECA & R.E. HUNT (1979): Landslides of Brazil. Chapter 11. – In: VOIGHT, B. (Hrsg.): Rockslides and Avalanches, 2, Engineering Sites: 419-446, New York, Elsevier.

COUTINHO, L.M. (1982): Ecological effect of fire in

Brazilian Cerrado. – In: Huntley, B.J. & B.H. Walker (Hrsg.): 273-292.

CRICKMAY, C.H. (1933): The later stages of the cycle

of erosion. – Geol. Mag. 70: 337-347.

CRITICAL ECOSYSTEM PARTNERSHIP FUND (2001): At-lantic Forest Biodiversity Hotspot Brazil, Ecosys-tem Profile. Final version, December 2001, 27 S.

CRUZ, E.S., C. VILELA, & A.L. COELHO NETTO (2001):

February 1996 landslide scars and subsequent ero-sion: Tijuca Massiv, Rio de Janeiro. – IAG 1999 Regional Conference on Geomorphology, Confer-ence summary.

CRUZ, O. (2000): Studies on the geomorphic processes

of overland flow and mass movements in the Bra-zilian Geomorphology. – Revista Brasileira de Geosciências 30(3): 504-507.

D

DA CUNHA, S.B. & A.J. TEIXEIRA GUERRA (Hrsg.) (2001): IAG 1999 Regional Conference on Geo-morphology. Gloria Hotel of Rio de Janeiro, Bra-zil, July 17-22, 1999, Abstracts.

DA CUNHA, S.B. & A.J. TEIXEIRA GUERRA (Hrsg.)

(2003): Geomorfologia do Brasil. – 3. Aufl., Edi-tora Bertrand Brasil Ltda., 388 S., Rio de Janeiro.

DA GAMA-ROSA COSTA, R (2002): A caminho do

paraíso: Galdino do Valle Filho e o projeto liberal burguês na Nova Friburgo republicana. – DA

GAMA-ROSA COSTA História, Ciências, Saúde. Manguinhos, Rio de Janeiro, vol. 9(1): 79-104.

DALTON, R. (2002): Archaeology – The coast road. –

Nature 422: 10-12. DANA, J.D. (1850): On denudation in the Pacific. –

Am. J. Sci. 2, 9: 48-62 (Nachdruck in SCHUMM, S.A. (Hrsg.) (1972): River morphology.

DANTAS, M.E. & A.L. COELHO NETTO (1995): Im-

pacto do ciclo cafeeiro na evolução da paisagem geomorphológica no medio vale do Rio Paraiba do Sul. – Cad. Geosciências 15: 22.

DANTAS, M.E. & L.G. EIRARO SILVA & A.L. COELHO

NETTO (1994): Spatially nouniform sediment sto-rage in fluvial systems: the role of bedrock knick-points in the southeastern Brazilian plateau. – 14th Intern. Sedimentary congress: 12-13.

DARWIN, C.R. (1840): On the formation of mould. –

Transactions of the Geological Society of London 2nd Ser., pt 3, 5: 505–9 (Nachdruck).

DARWIN, C.R. (1881): Earthworms and vegetable

mould. – London: John Murray, 328 S. DAVIS, W.M. (1899): The geographical cycle. –

Geogr. Journ. 14: 481-504.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 205 __________________________________________________________________________

DE BIASI, M. (1977): Carta de declividade de verten-tes: confecção e utilização. – Geomorfologia, São Paulo, 21: 8-13.

DE DAPPER, M (1998): Stone lines. Natuurwet. Tijd-

schr., vol. 78, vol. 1-4: 60-71. DE GOUVEIA SOUZA, C.R., K. SUGUIO, A.M. DOS

SANTOS OLIVEIRA & P.E. DE OLIVEIRA (HRSG.)

(2005): Quaternário do Brasil. – Holos Editora, Ri-beirão Preto, SP, 378 S.

DE MARTONNE, E. (1943): Problemas morfológicos do

Brasil Tropical Atlântico. – Rev. Brasileira de Geografia, IBGE-CNG: 35-51, Rio de Janeiro.

DE OLIVEIRA, P.E. (1992): A palynological record of

Late Quaternary vegetational and climatic change in Southeastern Brazil. – Dissertation, The Ohio State University, 242 S.

DE OLIVEIRA, P.E., H. BEHLING, M.-P. LEDRU, M.

BARBERI, M. BUSH, M.L. SALGADO-LABOURIAU, M.J. GARCIA, S. MEDEANIC, O.M. BARTH, M.A. DE

BARROS & R. SCHEEL-YBERT (2005): Paleovege-tação e paleoclimas do quaternário do Brasil. – In: DE GOUVEIA SOUZA et al (Hrsg.): Quaternário do Brasil: 52-74.

DE PLOEY, J. & J. SAVAT (1968): Contribution a

l´étude de l´érosion par le splash. – Zeitschrift für Geomorphologie N.F. 12: 174-193.

DE PLOEY, J. (1972): Enkele bevindingen betreffende

erosieprocessen en hellingsevolutie op zandig sub-traat. – Tijdschrift van de Belgische Vereenining voor Aardrijkskundige Studies, 41: 43-67.

DE PLOEY, J. (1989): Erosional systems and perspecti-

ves for erosion control in European loess areas. – Soil Technology 1: 93-102.

DE PLOEY, J. POESEN (1987): Some reflections on mo-

delling hillslope processes. – Catena Suppl. 10: 67-72.

DE PLOEY, M.J. KIRKBY & F. AHNERT (1991): Hill-

slope erosion by rainstorms – a magnitude-fre-quency analysis. – Earth surface Processes and Landforms, 16: 399-409.

DEAN, W. (1984): Indigenous populations of the São

Paulo – Rio de Janeiro coast: trade, aldeamento, slavery and extinction. – Revista de História, São Paulo, v. 117: 3-26.

DEAN, W. (1995): A Ferro e Fogo – a história e a de-

vastação da Mata Atlântica Brasileira. – Ausgabe in Portugiesisch 2004, Ed. Schwarcz Ltda., 483 S., São Paulo.

DEMANGEOT, J. (1976): Les espaces naturels tropi-caux. 190 S., Paris.

DILLEHAY, T. (1984): A Late Ice-Age Settlement in

Southern Chile. – Scientific American 251: 106-117 DILLEHAY, T. (1989): Monte Verde, A Late Pleisto-

cene Settlement in Chile. – Vol. 1, Palaeoenviron-ment and Site Context. – Journal of Field Archaeo-logy, Vol. 18, No. 1 (spring, 1991): 116-119.

DILLEHAY, T. (1997): Monte Verde: A Late Pleisto-

cene Settlement in Chile. – Vol. 2, The Archaeolo-gical Context and Interpretation. – American Anti-quity, Vol. 64, No. 3: 455-460.

DILLEHAY, T. (2003): News and Views: Palaeoanthro-

pology: Tracking the first Americans – Nature 425: 23-24.

DIXON, E.J. (2001): Human colonization of the Ame-

ricas: timing, technology and process. – Quater-nary Science Reviews 20: 277−299.

DOUGLAS, J. & T. SPENCER (1985): The history of

geomorphology in low latitudes. – In: DOUGLAS, J. & T. SPENCER (Hrsg.): 3-11.

DRUMMOND, J.D. (1997): Devastação e Preservação

Ambiental. Os parques nacionais do estado do Rio de Janeiro. – Editora da Universidade Federal Flu-minense, Niterói, RJ, 303 S.

DUARTE DE BARROS, W. (1956): A erosão no Brasil. –

Ministério da viação e obras públicas serviço de documentação, 352 S.

DUIVENVOORDEN, J.F. & J.M. LIPS (1995): A land-

ecological study of soils, vegetation, and plant di-versity in Colombian Amazonia. – Tropenbos Se-ries 12, Wageningen, 437 S.

E

EDWARDS, P.J. (1982): Studies of mineral cycling in a montane rain forest in New Guinea. V. Rates of cycling in throughfall and litter fall. – J. Ecology 70: 807-827.

EMBRAPA (EMPRESA BRASILEIRA DE PESQUISA AGRO-

PECUÁRIA CENTRO NACIONAL DE PESQUISA DE SO-LOS) (1999): Sistema Brasileiro de Classificação de Solos (6. Aufl. 2003), Brasília, RJ, 412 S.

EMMERICH, K.-H. (1988): Relief, Böden und Vegeta-

tion in Zentral- und Nordwest-Brasilien unter be-sonderer Berücksichtigung der känozoischen Land-schaftsentwicklung. – Frankfurter Geowiss. Arb. D. 8, 181 S.

206 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

EMMERICH, K.-H. (1989): Diskordanzen in Böden der tropischen Feuchtwälder Nordwest-Brasiliens und ihre klimageomorphologische Deutung. – Frank-furter Geowiss. Arb., Serie D, Bd. 10: 166-177.

ENGELMANN, R. (2005): Floristische Differenzierung

der Begoniaceae und Pteridophyta entlang abioti-scher Gradienten im Gebiet des Parque Nacional da Serra dos Órgãos, RJ, Brasilien. – Diplomar-beit, Universität Leipzig, Fakultät für Biowissen-schaften, Pharmazie und Psychologie, 123 S.

ERHARDT, H. (1955): Biostasie et Rhexistasie:

Esquisse d´une théorie sur le rôle de la pédogenèse en tant que phénomène géologique. – C.R. Acad. Sci. 241: 1218-1220, Paris.

F

FAIRBRIDGE, R.W.; FINKL, C.W. JR. (1984): Tropical stone lines and podzolised sand plains as palaeo-climatic indicators for weathered cratons. – Qua-ternary Science Reviews, 3: 41-72.

FAO (Hrsg.) (2000): FAOCLIM 2 – World-wide agro-

climatic database. CD-ROM, Rom. FAO / AGL (2003): Map of World Soil Resources,

1:25.000.000. FAO-UNESCO (2001): Lecture Notes on the Major

Soils of the World. – World Soil Resources Re-ports 94, Rom, 334 S.

FAO-UNESCO (2002): Major Soils of the World. –

Land and Water Digital Media Series 19. FAUSTO, C. (2006): Fragmentos de história e cultura

Tupinambá - Da etnologia como intrumento crítico de conhecimento etno-histórico. – In: CARNEIRO

DA CUNHA, M. (Hrsg.): História dos Índios no Bra-sil: 381-396.

FERNANDES, N.F., R.F. GUIMARÃES, R.A.T. GOMESA,

B.C. VIEIRA, D.R. MONTGOMERY & H. GREEN-BERG (2004): Topographic controls of landslides in Rio de Janeiro: field evidence and modelling. – Catena 55: 163-181

FERREIRA, M. S. (2002): A Formação de Redes de

Conhecimento nas Indústrias Metal-Mecânica e de Comfecções de Nova Friburgo, 2002. – Masterar-beit. Universidade Federal do Rio de Janeiro.

FERREZ, G. (1970): Colonização de Teresópolis. À

sombra do Dedo de Deus 1700 - 1900 da Fazenda March a Teresópolis. – Publicações do Instituto do Patrimônio Histórico e Artístico Nacional No. 24, Rio de Janeiro, 143 S.

FERREZ, G. (1993): Um passeio a Petrópolis em com-panhia do fotógrafo Marc Ferrez, RJ.

FIDERJ (1978): Indicadores climatológicos do Estado

do Rio de Janeiro. Rio de Janeiro, 155 S. FIEDEL, S.J. (1999): Monte Verde Revisited: Artifact

Provenience at Monte Verde: Confusion and Con-tradictions. – Scientific American Discovering Ar-chaeology, 11/12 1999: 1-12.

FIEDEL, S.J. (2000): The peopling of the New World:

Present evidence, new theories, and future direc-tions. – J Archaeol Res 8: 39-103.

FIGUEIREDO, M. & A.J.T. GUERRA (2001): Environ-

mental impacts due to gully erosion in Cáceres, Mato Grosso. – IAG 1999 Regional Conference on Geomorphology, Conference summary.

FINCK, A. (1963): Tropische Böden. Verlag Paul Pa-

rey, Hamburg und Berlin, 188 S. FINKE, L. (1986): Landschaftsökologie. Das Geogra-

phische Seminar, Braunschweig, 206 S. FITTKAU, E.J. (1974): Zur ökologischen Gliederung

Amazoniens. – Amazoniana 5: 77-134. FÖLSTER, H. (1968): The distribution and stratification

of slope deposits in Western Nigeria. – West Afri-can J. Sci.

FÖLSTER, H. (1969): Slope Development in SW-Nige-

ria during late Pleistocene and Holocene. – Giesse-ner Geogr. Schr. 20: 3-56.

FÖLSTER, H. (1983): Bodenkunde Westafrika. – Afrika

Kartenwerk, Beiheft W4, Berlin, Stuttgart, 101 S. FONSECA, G.A.B. (1985): The vanishing Brazilian At-

lantic Forest. – Biol. Conserv. 34: 17-34. FORMAN, R.T.T. & GODRON, M. (1986): Landscape

Ecology. – Wiley and Sons, New York, Chiches-ter, Brisbane, 632 S.

FRAKES, L.A. & CROWELL, J.C. (1969): Late Paleozoic

glaciations: Part I - South America. – Geol. Soc. Am. Bull. 80: 1007–1042.

FREISE, F.W. (1932): Beobachtungen über Erosion an

Urwaldgebirgsflüssen des brasilianischen Staates Rio de Janeiro. – Z. Geomorph. 7: 1-9.

FREISE, F.W. (1938): Inselberge und Inselbergland-

schaften im Granit- und Gneisgebiet Brasiliens. – Z. Geomorph. 10: 137-168.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 207 __________________________________________________________________________

FUNDAÇÃO CIDE (2000a): Índice de Desenvolvimento Humano Municipal (IDH-M) 2000, http://www.cide.rj.gov.br

FUNDAÇÃO CIDE (2000b): Taxa de Analfabetismo da

população de 5 anos ou mais de idade, por grupos de idade, segundo os municípios, distritos e a situ-ação do domicílio, Estado do Rio de Janeiro – 2000. http://www.cide.rj.gov.br

FUNDAÇÃO CIDE (2002): Annuário Estatistico do

Estado Rio de Janeiro. CD-ROM. FUNDAÇÃO CIDE (2007): Rio de Janeiro em Dados

2006. – Rio de Janeiro, 23 S. FUNDAÇÃO CIDE (o.J.): Densidade demográfica, se-

gundo as Regiões de Governo e municípios – Esta-do do Rio de Janeiro. http://www.cide.rj.gov.br/

FUNDAÇÃO CIDE: Onlinedatenbank zur landwirt-

schaftlichen Produktion in den Munizipien des Bundesstaates Rio de Janeiro (Produção Agro-pecuária), http://www.cide.rj.gov.br

FUNDAÇÃO DE INFORMAÇÕES DE DADOS DO RIO DE

JANEIRO (2003): Índice de qualidade dos municí-pios - verde (IQM - Verde). 2. ed., Rio de Janeiro.

FUNDAÇÃO SOS Mata Atlântica (2006): Homepage:

http://www.sosmatatlantica.org.br/ FUNDAÇÃO SOS MATA ATLÂNTICA/INPE (1993):

Atlas da Evolução dos Remanescentes Florestais e Ecossistemas Associados do Domínio da Mata Atlântica no Período 1985-1990. Fundação SOS Mata Atlântica & Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais, São Paulo.

FUNDAÇÃO SOS MATA ATLÂNTICA/INPE/ISA (1998):

Atlas da Evolução dos Remanescentes Florestais e Ecossistemas Associados no Domínio da Mata Atlântica.

G

GAESE, H. & S. SCHLUETER (2006): Der Küstenregen-wald Brasiliens – Landnutzung im Paradies. – Martius-Staden-Handbuch Nr. 53: 1999-212.

GALINDO LEAL, C. & I. DE GUSMÃO CÂMARA (Hrsg.)

(2003): The Atlantic Forest of South America: Biodiversity Status, Threats, and Outlook (State of the Hotspots, 1). – Center for Applied Biodiversity Science at Conservation International. Island Press, Washington D.C., 488 S.

GARAY, I. & KINDEL, A. (2001). Diversidade funcio-

nal em fragmentos de Floresta Atlântica. Valor In-

dicador das formas de húmus florestais. – In: GA-RAY, I. & B. DIAS (Hrsg.): Conservação da biodi-versidade em ecossistemas tropicais - avanços con-ceituais e revisão de novas metodologias de avalia-ção e monitoramento. RJ, Petrópolis, 350-369.

GARNER, H.F. (1966): Derangement of the Rio Caroni,

Venezuela – Rev. Geomorphol. Dyn. 16: 54-83. GARNER, H.F. (1968): Tropical weathering and relief.

– In: FAIRBRIDGE, R.W. (Hrsg.): Encyclop. of Geomorph.: 1161-1172.

GARNER, H.F. (1974): The origin of landscapes. New

York, 733 S. GOEBEL, T. (1999): Pleistocene human colonization of

Siberia and peopling of the Americas: An ecologi-cal approach. – Evol Anthropol 8: 208–227.

GONZÁLEZ-JOSE, R. A. GONZÁLEZ-MARTÍN, M. HER-

NÁNDEZ, H.M. PUCCIARELLI, M. SARDÍ, A. RO-SALES & S. VAN DER MOLEN (2003): Craniometric evidence for Palaeoamerican survival in Baja Cali-fornia – Nature 425(6953): 62-65.

GOUDIE, A. (2002): Physische Geographie - Eine Ein-

führung. – Spektrum Akademischer Verlag, Hei-delberg, Berlin (4. Auflage), 487 S.

GREENBERG J.H., C.G. TURNER & S.L. ZEGURA

(1986): The settlement of the Americas: A com-parison of the linguistic, dental and genetic evi-dence. – Curr Anthropol 27: 477–497.

GREINERT, U, (1992): Bodenerosion und ihre Abhän-

gigkeit von Relief und Boden in den Campos Cer-rados, Beispielgebiet Bundesdistrikt Brasilia. – Frankfurter Geowissenschaftliche Arbeiten, Serie D, Physische Geographie, Band 12, 147 S.

GROOT, J.J. & C.R. GROOT (1964): Quaternary strati-

graphy of sediments of the Argentine basin – a palynological investigation. – New York Acad. Sci. Trans. Ser. 2, 26: 881-886.

GUERRA, A.J.T. & R.G.M. BOTELHO (2001): Erosão

dos Solos. – In: DA CUNHA, S.B. & A.J. TEIXEIRA

GUERRA (Hrsg.): 181-220. GUIDON, N. & A. DELIBRIAS (1986): Carbon-14 dates

point to man in the Americas 32.000 years ago. – Nature, 321(6072): 769-771.

GUIDON, N. & B. ARNAUD (1991): The chronology of

the New World: two faces of one reality. – World Archaeology 23(2): 167-178.

GUIDON, N. (2006): As ocupações pré-históricas do

Brasil (Excetuando a Amazônia). – In: CARNEIRO

208 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

DA CUNHA, M. (Hrsg.): História dos Índios no Bra-sil: 37-52.

GUIMARÃES, R.F., D.R. MONTGOMERY, H.M. GREEN-

BERG, R.A. GOMES & N.F. FERNANDES (2001): Pa-rametrization of a model for the topographic com-trol on shallow landsliding for application to Rio de Janeiro, Brazil. – IAG 1999 Regional Confe-rence on Geomorphology, Conference summary.

GUIMARÃES, R.F., N.F. FERNANDES, R.A.T. GOMES,

H.M. GREENBERG, D.R. MONTGOMERY & O.A. CARVALHO JR. (2003): Parameterization of soil pa-rameters for a model of the topo-graphic controls on shallow landsliding. – Engineering Geology 69: 99–108.

H

HACKETT, S. J. & C. A. LEHN (1997): Lack of genetic divergence in a genus of Neotropical birds (Ptero-glossus): The connection between life-history cha-racteristics and levels of genetic divergence. – In: Studies in Neotropical Ornithology Honoring Ted Parker, Ornithological Monographs No. 48: 267-280.

HADDAD, N. M. (1999a). Corridor and distance effects

on interpatch movements: a landscape experiment with butterflies. – In: Ecological Applications 9: 612 – 622.

HADDAD, N. M. (1999b). Corridor use prediction from

behaviours at habitat boundaries. – In American Naturalist 153: 215-227.

HAECKEL, E. (1866): Generelle Morphologie der Or-

ganismen, Allgemeine Grundzüge der organischen Formen-Wissenschaft, mechanisch begründet durch die von Charles Darwin reformierte Descen-denz-Theorie. Bd. 1: Allgemeine Anatomie der Organismen. Kritische Grundzüge der mechani-schen Wissenschaft von den entwickelten Formen der Organismen, begründet durch die Descendenz-Theorie. Bd. 2: Allgemeine Entwicklungsge-schichte der Organismen: kritische Grundzüge der mechanischen Wissenschaft von den entstehenden Formen der Organismen, Verlag von Georg Rei-mer, Berlin.

HALE, M. L., P.W. LUTZ, M.D. SHIRLEY, S. RUSHTON,

R.M. FULLER & K. WOLFF (2001): Impact of land-scape management on the genetic structure of red squirrel populations. – Science Vol. 93: 2246–2248.

HAMMEN, T.v.d. (1972): Changes in vegetation and

climate in the Amazonian basin and surrounding

areas during the Pleistocene. – Geol. En. Mijn-bouw 51, 6: 641-643.

HAMMEN, T.v.d. (1974): The Pleistocene changes of

vegetation and climate in tropical South America. – J. of Biogeogr. 1: 3-26.

HARD, G. (1970): “Was ist eine Landschaft?” Über

Etymologie als Denkform in der geographischen Literatur. – In: BARTEL, D. (Hrsg.): Wirtschafts- und Sozialgeographie. Köln und Berlin, 66-84.

HETTNER, A. (1910): Die Arbeit des fließenden Was-

sers . – Geogr. Zs. 16: 1910. HEY, J. (2005): On the Number of New World Foun-

ders: A population Genetic Portrait of the Peopling of the Americas. – PloS Biol. 3(6): 193.

HEYLIGERS, P.C. (1963): Vegetation and soil of a

white-sand savanna in Suriname. – Verhandelin-gen der koninklijke Nederlandse Akademie van Wetenschappen, AFD Natuurkunde. N.V. Noord-Hollandsche Uitgevers Maatschappij, Amsterdam, 148 S.

HJULSTRÖM, F. (1935): Studies of the morphological

activity of rivers as illustrated by the river Fyris. – Bull. of the Geological Institute, University of Uppsala, 25: 221-527.

HOBBS, R. (1997): Future landscapes and the future of

landscape ecology. – Landscape and Urban Plan-ning 37: 1-9.

HOLT, J. A. AND LEPAGE, M. (2000): Termites and soil

properties. – In ABE, T. et al. (Hrsg.): Termites: Evolution, Sociality, Symbioses, Ecology, Dor-drecht: Kluwer Academic Publishers: 389-407.

HOMMA, A.K.O. (2003): História da Mata Atlântica. –

In: “Mata Atlântica 500 anos” CD-ROM. Progra-ma Mata Atlântica 2003.

HOPKINS, B. (1954): A new method for determining

the type of distribution of plant individuals. – Ann. Bot. Lond. 18: 213–223.

HUMBOLDT, A.V. (1807): Ideen zu einer Geographie

der Pflanzen nebst einem Gemälde der Tropenlän-der. Tübingen. – Zitiert nach: A.v. Humboldt, Stu-dienausgabe 7 Bände, Beck Darmstadt.

HUMBOLDT, A.V. (1845): Kosmos – Entwurf einer

physischen Weltbeschreibung. Ausgabe 2004, He-rausgegeben von Hans Magnus Enzensberger, Eichborn Verlag, Frankfurt am Main, 943 S.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 209 __________________________________________________________________________

I

IBAMA (2004): Parque Nacional da Serra dos Ór-gãos/RJ, http://www2.ibama.gov.br/unidades/par-ques/reuc/5.html

IBAMA (2006): Parque Nacional da Serra dos Ór-

gãos, Plano de Manejo, Bearbeitungsstand 11/2006, unveröffentlichtes Manuskript.

IBAMA (o.J.): Parque Nacional da Serra dos Órgãos/

RJ, http://www.ibama.gov.br/parnaso IBDF (1980): Parque Nacional da Serra dos Órgãos.

Plano de manejo. Ministério de Agricultura, Bra-sília.

IBGE (1983): Topographische Karte des Munizips

Teresópolis 1:50.000. IBGE (2000): Indicadores Sociais Municipais,

http://www.ibge.gov.br IBGE (2001): Mapa de Solos do Brasil, Maßstab

1:5.000.000. IMESON, A.C & M. VIS (1982): Factors influencing the

erodibility of soils in natural and semi-natural eco-systems at different altitudes in the Central Cor-dillera of Colombia. – In: Zeitschrift für Geomor-phologie, 44, 91-105.

INSTITUTO DE PESQUISAS TECNOLÓGICAS DO ESTADO

DE SÃO PAULO – IPT (1990): Orientações para o combate à erosão no estado do São Paulo, Bacia do Pardo Grande, São Paulo, 3. v. (IPT Relatório: 28-184).

IPCC – INTERGOVERNMENTAL PANEL ON CLIMATE

CHANGE (2007): Climate Change 2007 – The Physical Science Basis. – Working Group I Contribution to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, chapter 6, Palaeoclimate: 433-497.

IRIONDO, M. (1997): A tropical loess-like sediment. –

30th International Geological Congress, Beijing, Abstracts 3: 224.

IRIONDO, M., & D. M. KRÖHLING (1997): The tropical

loess. Proceedings of the 30th International Geo-logical Congress 21: 61-77.

J JESSEN, O. (1936): Reisen und Forschungen in An-

gola. Berlin, 397 S.

JESSEN, O. (1938): Tertiärklima und Mittelgebirgs-morphologie. – Z. Ges. Erdk.: 36-49, Berlin.

JESSUP, R.W. (1960): The lateritic soils of the south-

eastern portion of the Australian arid zone. – J. Soil Sci. 11: 116-113.

JOHNSON, D.L. (1989): Subsurface stone lines, stone

zones, artifact-manuport layers, and biomantles produced by bioturbation via pocket gophers (Tho-momys bottae). – American Antiquity 54: 370-389.

JOHNSON, D.L. (1990): Biomantle evolution and the

redistribution of earth materials and artifacts. – Soil Science 149: 84-102.

JOHNSON, D.L. (1992): Dynamic denudation evolution

of tropical, subtropical and temperate landscapes with three tiered soils: toward a general theory of landscape evolution. – Quaternary International 17: 67-78.

JOHNSON, D. L., & C. L. BALEK (1991): The Genesis

of Quaternary Landscapes with Stonelines. – Phy-sical Geography 12: 385-395.

JOHNSON, D.L., J.E.J. DOMIER & D.N. JOHNSON

(2005): Reflections on the nature of soil and its biomantle. – Annals of the Association of Ameri-can Geographers, 95(1): 11–31.

JONES, F.O. (1973): Landslides in Rio de Janeiro and

the Serra das Araras escarpment, Brazil. – U.S. Geological Survey Professional Paper 697, 42 S. Washington D.C.

JUNGERIUS, P.D. (1964): The environmental back-

ground of land-use in Nigeria – Tijdschrift van het Koninklijk Nederlandsch Aardrijkskundig Genoot-schap Deel LXXX1(4): 415-437 (reprint).

K KACZMARCZYK, A. (2004): Floristische Differenzie-

rung eines atlantischen Küstenregenwaldes (Serra dos Órgãos, Brasilien) am Beispiel ausgewählter Pflanzenfamilien. – Diplomarbeit, Universität Leip-zig, Fakultät für Biowissenschaften, Pharmazie und Psychologie, 140 S.

KAHLERT, G. (2004): Potentials of an ecologically

adapted tourism in the Brazilian Atlantic Rainfor-est: A situation analysis of Serra dos Órgãos Na-tional Park and the surrounding region. – Master-arbeit, Institut für Tropentechnologie der FH Köln, 239 S.

KAUFFMAN, J.B., W. SOMBROECK & S. MANTEL

(1998): Soils of rainforests; characterization and

210 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

major constrains of dominant forest soils in the humid tropics. – In: SCHULTE, A. & D. RUHIYAT

(Hrsg.): Soils of tropical forest ecosystems: char-acteristics, ecology and management: 9-20.

KING, L.C. (1949): The pediment landform: some cur-

rent problems. – Geol. Mag. 86: 245-250. KING, L.C. (1953): Canons of landscape evolution. –

Bull. Geol. Soc. Am. 64: 721-752. KING, L.C. (1956): Geomorfologia do Brasil Oriental.

– Rev. Brasileira de Geografia, 18(2): 147-266, Rio de Janeiro.

KING, L.C. (1962): The morphology of the earth. Ed-

inburgh, 669 S. KING, L.C. (1975): Bornhardt landforms and what they

teach. – Z. Geomorph.19: 299-318. KLAMMER (1981): Landforms, cyclic erosion and de-

position, and late cenozoic changes in climate in southern Brazil. – In: Zeitschrift für Geomorpho-logie, 25 (1981): 146-165.

KLUG, H. & LANG, R. (1983): Physisch-geographische

Forschungsprojekte im Regensburger Raum. Aus dem Arbeitsprogramm des Lehrstuhls für Physi-sche Geographie an der Universität Regensburg. – Acta Albertina Ratisbonesia, Bd. 39: 81-115, Re-gensburg.

KOTTEK, M., J. GRIESER, C. BECK, B. RUDOLF & F.

RUBEL (2006): World Map of the Köppen-Geiger climate classification updated. – Meteorol. Z., 15: 259-263.

KRAUSE, C.L. & KLÖPPEL, D. (1996): Visual land-

scape quality and the impact mitigation regulation. Landschaftsbild in der Eingriffsregelung. – Schrif-tenreihe: Angewandte Landschaftsökologie, Heft 8, Hrsg. Bundesamt für Naturschutz, Bonn, 180 S.

KRONEMBERGER. D.M.P. & C.N. CARVALHO (2001):

Water erosion assessment by geoprocessing the universal soil loss equation (USLE) in the hydro-graphic basin of Jurumirim River; Angra dos Reis, Rio de Janeiro, Brazil. – IAG 1999 Regional Con-ference on Geomorphology, Conference summary.

KUBIENA, W.L. (1953): Bestimmungsbuch und Sys-

tematik der Böden Europas, Enke-Verlag, Stuttgart 392 S.

KUNAVER, J. (2001): The American Geomorphology

before W.M. Davis, with special regard to J.W. Powell and G.K. Gilbert. – Geografski zbornik, XLI (2001).

L

LAL, R. & P.A. SANCHEZ (Hrsg.) (1992): Myths and science of soils in the tropics. – SSSP Spec. publ. 29.

LAMING-EMPERAIRE, A. (1979): Missions archéolo-

giques franco-brésiliennes en Lagoa Santa, Minas Gerais, Brésil: Le grand abri de lapa Vermelha (P.L.). – Rev. Pre-Hist. 1: 53-89.

LEDRU, M.-P. (1993): Late Quaternary environmental

and climatic changes in Central Brazil. – Quater-nary Research 39, 90-98.

LEDRU, M.-P., M.L. SALGADO-LABOURIAU & M.L.

LORSCHEITTER (1998): Vegetation dynamics in south and central Brazil during the last 10,000 years BP. – Rev. Palaeobot. Palynol. 99: 131–142.

LELL J.T., M.D. BROWN, T.G. SCHURR, R.I. SUKERNIK

& Y.B. STARIKOVSKAYA (1997): Y chromosome polymorphisms in native American and Siberian populations: Identification of native American Y chromosome haplotypes. – Hum Genet 100: 536-543.

LELL J.T., R.I. SUKERNIK, Y.B. STARIKOVSKAYA, B.

SU & L. JIN, T.G. SCHURR, P.A. UNDERHILL &

D.C. WALLACE (2002): The dual origin and Sibe-rian affinities of Native American Y chromo-somes. – Am J Hum Genet 70: 192-206.

LEPSCH, I. (1977): Solos: formação e conservação.

Edição Melhoramentos, São Paulo. LESER, H. (1984): Zum Ökologie-, Ökosystem- und

Ökotopbegriff. – Natur und Landschaft 59: 351-357.

LESER, H. (1997): Landschaftsökologie, 4. Aufl. Eu-

gen Ulmer, Stuttgart, 644 S. LESER, H. (Hrsg.) (2005): Diercke Wörterbuch Allge-

meine Geographie, Westermann Deutscher Ta-schenbuch Verlag, 13. Aufl. München, 1119 S.

LESER, H & KLINK, H.-J. (1988): Handbuch und Kar-

tieranleitung Geoökologische Karte 1:25.000 (KA GÖK 25), Zentralausschuss für deutsche Landes-kunde, Selbstverlag, Trier.

LICHTE, M. (1990): Stonelines as a definite cyclic fea-

ture in southeast Brazil: A geomorphological and pedological case study. – Pedologie 40: 101–9.

LICHTE, M. & H. BEHLING. (1999): Dry and cold cli-

matic conditions in the formation of the present landscape in Southeastern Brazil: An interdisclipli-nary approach to a controversially discussed topic.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 211 __________________________________________________________________________

– Zeitschrift für Geomorphologie, N.F. 43 (3): 341–58.

LÖFFLER, E. (1977): Geomorphology of Papua New

Guinea. – Canberra. LÖFFLER, E. (1996): Bioturbation als Faktor der Re-

liefgenese in den wechselfeuchten Tropen. – Pet. Geogr. Mitt. 140: 301-313.

LÖFFLER, J. (2002): Landscape complexes. - In:

BASTIAN O & U. STEINHARDT (Hrsg.): Develop-ment and Perspectives of Landscape Ecology. – Kluwer Academic Publishers, Dordrecht: 58-68.

LOMBARDI NETO, F. & J. BERTONI (1975): Erodibilida-

de de solos paulistas. Campinas: Instituto Agronô-mico. – Boletim Técnico, 27.

LOUIS, H. & K. FISCHER (1979): Allgemeine Geomor-

phologie, Berlin, New York, 814 S. LOUIS, H. (1957): Rumpfflächenproblem, Erosions-

zyklus und Klimageomorphologie. – Geomorpho-logische Studien: 9-26, Gotha.

LOUIS, H. (1964): Über Rumpfflächen und Talbildung

in den wechselfeuchten Tropen, besonders nach Studien in Tanganyika. – Z. Geomorph., N.F. 8, Sonderheft: 43-70.

LOVELOCK, J.E. (1982): Gaia: A New Look at Live on

Earth. New York, 154 S. LOVELOCK, J.E. (1985): Geophysiology: A New Look

at Earth Science. Launceston, UK. LUCAS, Y., R. BOULET & A. CHAUVEL (1988): Inter-

vention simultanée des phénomènes d’enforcement vertical et de transformation latérale dans la mise en place de systèmes sols ferrallitiques-podzols de l’Amazonie Brésilienne. – C.R. Acad. Sc., Paris, 306, Série II: 1395-1400.

LUCAS, Y.; R. BOULET, A. CHAUVEL (1990): Modali-

tés de la formation in situ de stone lines en zone équatoriale. Exemple d’une couverture ferrallitique d’Amazonie au Brésil. Comptes rendus des séances de l’académie des sciences. – Série 2, n°spécial: 713-718, Paris.

LUZ, C.F.P (1997): Palinologia dos sedimentos holo-

cênicos da Lagoa de Cima, Município de Campos, norte do Estado do Rio de Janeiro. – Dissertation, Universidade Federal do Rio de Janeiro, 120 S.

LUZ, C.F.P.; BARTH, O.M., PENHA, B.S. & SILVA, C.G.

(2001): Differential sedimentation of palynomor-phs in Lagoa do Campelo lake, Northeast of Rio de Janeiro state, Brazil. – Boletim de Resumos do

VIII Congresso da Associação Brasileira de Estu-dos do Quaternário, 400-401.

M

MAACK, R. (1968): Geografia física do Estado do Paraná. Curitiba, 442 S.

MACHATSCHEK, F. (1973): Geomorphologie, 10. Auf-

lage. B. Teubner, Stuttgart, 256 S. MARQUES DE ALMEIDA, F. F. & C.D.R: CARNEIRO

(1998): Origem e Evolução da Serra do Mar. – Re-vista Brasileira de Geociências 28(2): 135-150.

MARTIN, P S. & KLEIN, R. G. (Hrsg.) (1984): Quater-

nary Extinctions. – The University of Arizona Press, Tuscon, 892 S.

MAX-PLANCK-INSTITUT FÜR METEOROLOGIE (HRSG.)

(2006): Klimaprojektionen für das 21. Jahrhundert. – MPM-I Januar 2006, 28 S.

MCFARLANE, J. (1983): Laterites. – In: GOUDIE A.S.

& K. PYE (Hrsg.): Chemical sediments and geo-morphology. Precipates and residua in the near-surface environment: 7-58.

MCKEAGUE, J.A. & J.H. DAY (1966): Dithionite- and

oxalate-extractable Fe and Al as aids in differenti-ating various classes of soils. – Can. J. Soil Sci. 46: 13-22.

MEHRA, O.P. & M.L. JACKSON (1960): Iron oxide

removal from soils and clays by a dithionite-citrate system buffered with sodium bicarbonate. – Clays and minerals 7: 317-327.

MEIER, G. (2007): Evaluation of protected area expan-

sion in the case of the National Park Serra dos Ór-gãos, Rio de Janeiro, Brazil. – Masterarbeit, Insti-tut für Tropentechnologie der FH Köln, 118 S.

MEIS, M.R.M. (1971): Upper Pleistocene - Holocene

geomorphology and stratigraphy of the Middle Amazon. – Heidelberger Geogr. Arb. 34, 83-97.

MEIS, M.R.M & M.B. MACHADO (1978): A morfolo-

gía de rampas e terraços do médio Vale do rio Doce. – Finisterra, Rev. Portuguesa Geogr. 13(26): 201-218.

MEIS, M.R.M., M.B. MACHADO & S.B. DA CUNHA

(1975): Note on the distribution and origin of Late Quaternary Ramps near Rio de Janeiro, Brazil. – Anais Ac. Brasil. Ciências 47 (sup.): 269-275.

MEIS, M.R.M. & J.R.S. MOURA (1984): Upper Quater-

nary sedimentation and hillslope evolution - Sou-

212 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

theastern Brazilian Plateau. – Am. Journ. Sc., 284: 241-254.

MEIS, M.R.M.,& J.X. SILVA (1968): Considerações

geomorfológicas a propósito dos movimentos de massa ocorridos no Rio de Janeiro. – Revista Bra-sileira de Geografia 30: 55-72.

MENÉNDEZ, C.A. (1969): Die fossilen Floren Südame-

rikas. – Biogeography and Ecology in South Ame-rica, Vol. 2 (Hrsg.: FITTKAU, E.J., J. ILLIES, H. KLINGE, G.H. SCHWABE & H. SIOLI): 519–561. W. Junk, Den Haag.

MENSCHING, H. (1978): Inselberge, Pedimente und

Rumpfflächen im Sudan (Rep.). Ein Beitrag zur morphogenetischen Sequenz in den ariden Subtro-pen und Tropen Afrikas. – Z. Geomorph. Suppl. 30: 1-19.

MERCADER, J., R. MART, J. MARTINEZ & A. BROOKS

(2002): The nature of stone-lines in the African Quaternary Record: archaeological resolution at the rainforest site of Mosumu, Equatorial Guinea. – Quaternary International, vol. 89, no 1: 71-96(26).

MIKLÓS, L. (1996): Landscape-ecological theory and

methodology: a goal oriented application of the traditional scientific theory and methodology to a branch of a new quality. – Ekológia (Bratislava) 15: 377-385.

MIKLÓS, A. A. W. (1999): Stone-lines and oxic hori-

zons: Biogenetic organisations - soil fauna. – IAG 1999 Regional Conference on Geomorphology, Conference summary.

MILLOT, G. (1983): Planation of continents by inter-

tropical weathering and pedogenetic processes. – In: Laterisation processes: Proceedings of the II international seminar on laterisation, São Paulo, 4-12 July 1982, Mel, A.J. & A. Carvalho (Hrsg.): 53-63, Inst. Astronomico e Geofisico, University of São Paulo, Brazil.

MILLS, J. E. (1889): Quaternary deposits and Quater-

nary or recent elevation of regions and mountains in Brazil with deductions as to the origin of loess from its observed conditions there. – American Geology 3: 345–61.

MILNE (1935): Some suggested units of classification

and mapping, particularly for Eastern African soils. – Soil Research 4: 183-198.

MILNE (1936): A provisional soil map of Eastern

Africa (Kenya, Uganda, Tanganyika and Zanzibar) with explanatory memoir. – Amani Memoirs, London.

MINISTÉRIO DE MINAS E ENERGIA (2000): Mapa geo-lógico do Estado do Rio de Janeiro. Rio de Janeiro 1:500.000.

MITCHELL, J.K. & G. BUBENZER (1980): Soil loss

estimation. – In: KIRKBY, M.J. & R.P.C. MORGAN

(1980): Soil erosion: 17-62, John Wiley & Sons Ltd.

MÖBIUS, K. (1877): Die Auster und die Austernwirt-

schaft. Berlin, 126 S. MODENESI, M.C. (1988): Quaternary mass movements

in a tropical plateau (Campos do Jordão, São Paulo, Brazil). – Zeitschrift für Geomorphologie N.F., 32: 425-440.

MODENESI-GAUTTIERI M.C. & TOLEDO M.C.M.

(1996): Weathering and the formation of hillslope deposits in the tropical highlands of Itatiaia - southeastern Brazil. – Catena, 27: 81 -103.

MODENESI-GAUTTIERI, M.C. (2000): Hillslope depo-

sits and the Quaternary evolution of the altos cam-pos – Serra da Mantiqueira, from Campos do Jor-dão to the Itatiaia Massif. – Revista Brasileira de Geociências, 30 (3), 504-510.

MORELLATO, L.P.C. & C.F.P. HADDAD (2000): Intro-

duction. The Atlantic Forest. – Biotropica 32: 786-792.

MORGAN, R.P.C., T. HATCH & W.S.L. HARUN (1982):

A simple procedure for assessing soil erosion risk: a case study for Malaysia. – Zeitschrift für Geo-morphologie. Suppl-Bd. 51, 61-89.

MORI, S.A., B.M. BOOM & G.T. PRANCE (1981): Dis-

tribution patterns and conservation of eastern Bra-zilian coastal forest tree species. – Brittonia, 33: 233-245.

MORRÁS, H, L. MORETTI, G. PÍCCOLO & W. ZECH

(2005): New hypotheses and results about the ori-gin of stonelines and subsurface structured hori-zons in ferrallitic soils of Misiones, Argentina. – Geophysical Research Abstracts, Vol. 7.

MOSS, M. (2000): Interdisciplinarity, landscape ecol-

ogy and the 'Transformation of Agricultural Land-scapes. – Landscape Ecology, 15: 303.

MOSS, R.P. (1965): Slope development and soil mor-

phology in a part of southwest Nigeria. – Journal of Soil Science, 16: 192-209.

MOURA, J.R.S. (1990): As transformações ambientais

do Quartenário Tardio no Médio Vale do rio Pa-raíba do Sul (SP/RJ). – Dissertation, IGEO/UFRJ, 267.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 213 __________________________________________________________________________

MOURA, J.R.S. DE, C.L. MELLO, T.M. DA SILVA &

M.N.O. PEIXOTO (1992): ‘Desequilíbrios ambien-tais’ na evolução da paisagem: O Quaternário tar-dio no médio vale do Rio Paraiba do Sul. Boletim de resumos expandidos. – 37. Congresso Brasileiro de Geologia: 309–310. Sociedade Brasileira de Geologia, São Paulo.

MOUSINHO DE MEIS, M.R. (1971): Upper Pleistocene –

Holocene Geomorphology and Stratigraphy of the Middle Amazon. – Heidelberger Geogr. Arb. 34, 83-97, Heidelberg.

MÜCKENHAUSEN, E. (1977): Entstehung und Syste-

matik der Böden in der Bundesrepublik Deutsch-land. – 2. Aufl., DLG-Verlag, Frankfurt am Main, 300 S.

MÜLLER, P. (1973): The dispersal centers of terrestrial

vertebrates in the neotropical realm. – W. Junk, Den Haag.

MÜLLER, P. & J. SCHMITHÜSEN (1970): Probleme der

Genese südamerikanischer Biota. – In: Festschrift ERWIN GENTZ: 109-122, Kiel.

MUNSELL SOIL COLOR CHARTS, REVISED EDITION

(1994), Munsell © COLOR, New Windsor, NY. MURCIA, C. (1995): Edge effects in fragmented

forests: implication for conservation. – Tree 10: 58-62.

MUSGRAVE, G.W. (1935): Some relationships between

slope-length, surface-runoff and the siltload of sur-face-runoff. – Transactions of the American Geo-physical Union, 16: 472-478.

MYERS, N. (1988): Threatened biotas: hot spots in

tropical forests. – The Environmentalist, 8: 187-208.

MYERS, N. (1990): The biodiversity challenge: ex-

panded hot-spot analysis. – The Environmentalist, 10: 243-256.

MYERS, N., R.A. MITTERMEIER,, C.G. MITTERMEIER,

G.A.B. DA FONSECA & J. KENTS (2000): Biodiver-sity hotspots for conservation priorities. – Nature 403: 853–858.

N

NASCIMENTO DUARTE, M., N. CURI, D. VIDAL

PÉREZA, N. KÄMPF & M.E.C. CLAESSEN (2000): Mineralogia, química e micromorfologia de solos de uma microbacia nos tabuleiros costeiros do Es-pírito Santo. – Pesq. agropec. bras., Brasília, v.35, n.6: 1237-1250.

NAVEH, Z. (1995): Interactions of landscapes and cul-tures. – Landscape and Urban Planning 32: 43-54.

NAVEH, Z. (1999): What is holistic landscape ecology?

– Abstract, 5th IALE-World Congress, Snowmass, CO, USA.

NAVEH, Z. (2000): The total human ecosystem: inte-

grating ecology and economics. – Bioscience, Vol. 50, no. 4.

NAVEH, Z. (2004): The importance of multifunctional,

self-organising biosphere landscapes for the future of our Total Human Ecosystem - a new paradigm for transdisciplinary landscape ecology. – In: BRANDT, J. & H. VEJRE (Hrsg.): Multifunctional landscapes, volume I, Theory, values and history. WIT Press, Southampton, Boston: 33-62.

NAVEH, Z. & LIEBERMAN, A. (1994): Landscape Ecol-

ogy - Theory and Application. Springer, New York, Berlin, Heidelberg (1. Aufl. 1984).

NEEF, E. (1961): Landschaftsökologische Untersu-

chungen als Grundlage standortgerechter Landnut-zung. –Die Naturwissenschaften, 48: 348-354.

NEHREN, U. & J. HEINRICH (2007): Landscape History

and Degradation in the Serra Dos Órgãos, Brazil. – Deutscher Tropentag 2007, Book of abstracts.

NETTLE, D. (1999): Linguistic diversity of the Ameri-

cas can be reconciled with a recent colonization. – Proc Natl Acad Sci USA 96: 3325–3329.

NEVES, W. A. & H.M. PUCCIARELLI (1991): Morpho-

logical affinities of the first Americans: an ex-ploratory analysis based on early South American human remains. – Journal of Human Evolution 21: 261−273.

NEVES, W.A. & M. HUBBE (2005): Cranial morphol-

ogy of early Americans from Lagoa Santa, Brazil: Implications for the settlement of the New World. – Proceedings of the National Academy of Sci-ences of the United States of America, Dec. 20, 2005; 102(51): 18309-18314.

NICHOLS, J. (1990): Linguistic diversity and the first

settlement of the New World. – Language 66: 475–521.

NILL, D. (1998): Bodenschutzprobleme in Entwick-

lungsländern: Geoökologische Einflussfaktoren. – In: RICHTER, G. (Hrsg.) (1998a): 222-230.

NYE, P.H. (1954): Some soil-forming processes in the

humid tropics. A field study of a catena in the West African forest. – J. SoilSci. 5: 7-21.

214 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

O

OJANUGA, A.G. & K. WIRTH (1977): Threefold stone-lines in southwestern Nigeria: Evidence of cyclic soil and landscape development. – Soil Sci. 123(4): 249-257.

OJANY, F. (1976): Denudation surfaces and the origin

of stone-lines in the Machakos Area of Kenya. – In: International Geography 76.1 (Geomorphology and Paleogeography). XXIII International Geogra-phical Congress, Moscow: 69-72.

OLIVEIRA, M.A.T., A.L. COELHO NETTO & A.S. AVE-

LAR (1994): Morfometria de encostas e desenvol-vimento de voçorocas no médio vale do Rio Pa-raíba do Sul. – Geosciências, 13: 22.

OLIVEIRA, M.A.T. & M.R.M. MEIS (1985): Relações

entre a Geometria do relevo e formas de erosão li-near acelerada (Bananal, SP). – Geosciências, 4: 87-99.

OLIVEIRA-FILHO, A.T. & M.A.L. FONTES (2000): Pat-terns of floristic differentiation among Atlantic Forests in Southeastern Brazil and the influence of climate. – Biotropica 32: 793-810.

OLLIER, C.D. (1983): Weathering of hydrothermal

alteration? – Catena 10: 57-59. OLLIER, C.D. (1988): Deep weathering, groundwater

and climate. – Geografiska Ann. 70 A: 285-290. OSCAR, J. (1991): História de Teresópolis. Síntese cro-

nológica. – Editora Cromos, 100 S.

P

PAES BUENO, C.R. & D. PAGOTO STEIN (2004): Poten-cial natural e antrópico de erosão na região de Brotas, Estado de São Paulo. – Acta Scientiarum. Agronomy, Maringá, v. 26(1): 1-5.

PARENTI, F (2001): Le Gisement Quaternaire de Pedra

Furada (Piauí , Brésil). Stratigraphie, Chronologie, Evolution Culturelle. – Paris: Editions Recherche sur les Civilisations.

PARIZEK, E.J. & J.F. WOODRUFF (1957): Description

and origin of stone layers in soils of the southeast-ern states. – J. of Geol. 65: 24-34.

PARIZZI, M.G., M.L. SALGADO-LABOURIAU & H.C.

KOHLER (1998): Genesis and environmental his-tory of Lagoa Santa: Southeastern Brazil. – The Holocene 8, 3: 311-321.

PASSARGE, S. (1895): Adamaua. – Berlin.

PASSARGE, S. (1904): Über Rumpfflächen und Insel-berge. – Z. dt. Geol. Ges. 56: 193-207.

PASSARGE, S. (1929): Das Problem der Inselbergland-

schaften.- Z. Geomorph. 4: 109-122. PASSOS, E. & J.J. BIGARELLA (2003): Superfícies de

Erosão. – In: DA CUNHA, S.B. & A.J. TEIXEIRA

GUERRA (Hrsg.): Geomorfologia do Brasil: 107-141.

PEIXOTO, M.N.O., C.M. SALGADO, D.A. SANTOS, J.R.

MACEDO, T.M. SILVA & J.S. MOURA (2001): Geo-morphological and pedological controls on gully and rill erosion: Paty do Alferes Municipality, Serra do Mar (Rio de Janeiro – Brazil) – IAG 1999 Regional Conference on Geomorphology, Confe-rence summary.

PENCK, W. (1924): Die morphologische Analyse.

Geogr. Abh. 2, H. 2, Stuttgart. PENDELTON, R.L. (1940): Soil erosion as related to

land utilization in the humid tropics. – Proc. 6. Pa-cific Sci. Congr. Vol. 4: 905-920.

PETRI, S. & V.J. FÚLFARO (1983): Geologia do Brasil:

Fanerozóico. – Editora da Universidade de São Paulo.

POR, F.D. (1992): Sooretama: the Atlantic rain forest

of Brazil. – SPB, Academic Publishing, Den Haag 130 S.

POREMBSKI, S. & W. BARTHLOTT (Hrsg.) (2000): In-

selbergs: biotic diversity of isolated rock outcrops in tropical and temperate regions. Ecological Studies, vol. 746., Springer Verlag Berlin, 524 S.

POREMBSKI, S., G. MARTINELLI, R. OHLEMÜLLER &

W. BARTHLOTT (1998): Diversity and ecology of saxicolous vegetation mats on inselbergs in the Brazilian Atlantic rainforest. – Diversity and Dis-tributions (1998) 4: 107-119.

PORTO, C.G. (2001): Origin of a stone line lateritic

profile in central Brazil. – IAG 1999 Regional Conference on Geomorphology, Conference sum-mary.

POWELL, E.A. (2004): Early Dates, Real Tools? –

Archaeological Institute of America (2004): www.archaeology.org/online/news/topper.html; online news, 17. Nov. 2004.

PREFEITURA DE TERESÓPOLIS (2003): Guia Completo

Teresópolis, atualizado, internes Dokument, 34 S. PRIMACK, R.B. (1993): Essentials of Conservation

Biology. Sinauer, Sunderland.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 215 __________________________________________________________________________

PROJEKT BLUMEN (2002-2005): Biodiversität und

integriertes Landnutzungsmanagement für ökono-mische und ökologische Stabilität in der Mata Atlântica (BLUMEN) – Brasilien.

PROJETO RADAMBRASIL (1983): Levantamento de

recursos naturais. Vol. 32. Ministério de Minas e Energia. Projeto Radambrasil. Rio de Janeiro.

PROJETO RIO DE JANEIRO (2001): Bodenkarte

1:500.000 mit textlichen Erläuterungen. PRUM, R. (1988): Historical relationships among avian

forest areas of endemism in the Neotropics – In: OUELLET, H. (Hrsg.): Acta IXX Congr. Int. Omithol. Nat. Mus. Nat. Sci., Ottawa: 2562-2572.

PRUTSCH, U. (1996): Das Geschäft mit der Hoffnung.

Österreichische Auswanderung nach Brasilien 1918-1938. – Wien, Köln, Graz.

Q

QUINTON, L.J. (2001): The genetic origins of four Regolith Profiles in Grahams town Area, Eastern Cape, South Africa. – Earth System Processes Global Meeting (June 24-28, 2001), Session No. 4, Geological Evolution of the Earth System.

R

RAHAL, A.O. (1991): História (cronológica) de Tere-sópolis (suas grandes datas). – Da emancipação ao Centenário, 23 S.

RAHMSTORF, S. (2002): Ocean circulation and climate

during the past 120, 000 years - Nature 419: 2007-214.

RAHMSTORF, S. & H.J. SCHELLNHUBER (2007): Der

Klimawandel, 5. aktualisierte Auflage, Verlag C.H. Beck, München, 144 S.

RANTA, P., BLOM, T., NIEMELÄ, J., JOENSUU, E. &

SIITONEN, M (1998): The fragmented Atlantic rain forest of Brazil: size, shape and distribution of for-est fragments. – Biodiversity and Conservation 7: 385-403.

RIBEIRO MENDES, C.A. (2006): Erosão superficial em

encosta íngreme sob cultivo perene e com pousio no município de Bom Jardin – RJ, Dissertation, COPPE/UFRJ, 227 S.

RICCOMINI, C. (1997): Arcabouço estrutural e aspec-

tos do tectonismo gerador e deformador da Bacia

Bauru no Estado de São Paulo. – Revista Brasileira de Geociências, 27 (2): 153-162.

RICCOMINI, C., A.U. PELOGGIA, J.C. SALONI, M.W.

KOHNKE. & R.M. FIGUEIRA (1989): Neotectonic activity in the Serra do Mar rift system (southeas-tern Brazil). – J. S. Am. Earth Sci. 2: 191-198.

RICHTER, G. (1998a): Bodenerosion – Analyse und

Bilanz eines Umweltproblems. Wissenschaftliche Buchgesellschaft Darmstadt, 264 S.

RICHTER, G. (1998b): Bodenerosion als Weltproblem.

– In: RICHTER, G. (Hrsg.) (1998a): 231-242. RIDENTE JR., J.L., K. CANIL, & G.S. ALMEIDA FILHO

(2001): The major types of gullies in São Paulo State, Brazil. – IAG 1999 Regional Conference on Geomorphology, Conference summary.

RIQUIER, J. (1969): Contribution à l'étude des "stone-

lines" en régions tropicale et équatoriale. – Cahiers ORSTOM, série Pédologie, vol. 7, 71-112.

RIZZINI, C.T. (1979) Tratado de fitogeografia do Bra-

sil. – Editora Universidade de São Paulo. RIZZINI, C.T. (1997): Tratado de Fitogeografia do

Brasil. Âmbito Cultural Edições Ltda., 2ª edição, 747 S.

ROCHA, H.O. (1981): Die Böden und geomorphologi-

schen Einheiten der Region von Curitiba (Paraná-Brasilien). – Freiburger Bodenkundliche Abhand-lungen. Schriftenreihe des Institut für Bodenkunde und Waldernährungslehre der Albert-Ludwigs-Universität Freiburg i. Br. Schriftleitung: F. Hä-drich, Heft 10, Freiburg im Breisgau.

RODERJAN, C.V. (1999): Caracterização da vegetação

dos refúgios vegetacionais altomontanos (campos de altitude) nas serras dos Órgãos e do Capivarí no Estado do Paraná. Relatório apresentado ao Con-selho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico – CNPq, Relativo a Bolsa Produtivi-dade em Pesquisa – biênio, Curitiba, 36 S.

RODRIGUES FILHO, S., H. BEHLING, G. IRION & G.

MÜLLER (2002): Evidence for lake formation as a response to an inferred Holocene climatic transi-tion in Brazil. – Quaternary Research 57: 131-137.

ROHDENBURG, H. (1969): Hangpedimentation und

Klimawechsel als wichtigste Faktoren der Flächen- und Stufenbildung in den wechselfeuchten Tropen an Beispielen aus Westafrika, besonders aus dem Schichtstufenland Südost-Nigerias. – Göttinger Bodenkdl. Ber. 10: 57-152.

216 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

ROHDENBURG, H. (1970): Morphodynamische Aktivi-täts- und Stabilitätszeiten statt Pluvial- und Inter-pluvialzeiten. – Eiszeitalter u. Gegenwart 21: 81-96.

ROHDENBURG, H. (1971): Einführung in die klimage-

netische Geomorphologie. Gießen, 350 S. ROHDENBURG, H. (1982): Geomorphologisch-boden-

stratigraphischer Vergleich zwischen dem nordost-brasilianischen Trockengebiet und immerfeucht-tropischen Gebieten Südbrasiliens, mit Ausführun-gen zum Problemkreis der Pediplain – Pediment – Terrassentreppen – In: AHNERT, F., H. ROHDEN-BURG & A. SEMMEL (1982) Beiträge zur Geomor-phologie der Tropen Ostafrika, Brasilien, Zentral- und Westafrika), Catena Suppl. 2: 73-122.

ROHDENBURG, H. (1983): Beiträge zur allgemeinen

Geomorphologie der Tropen und Subtropen. Geo-morphodynamik und Vegetation, klimazyklische Sedimentation, Panplain / Pediplain - Pediment - Terrassentreppen. – Catena 10: 393-438.

RÖMER, W. (1993): Die Morphologie des Altkristal-

linkomplexes von Jacupiranga und seiner Umge-bung. – Aachener Geographische Arbeiten, Heft 26, 300 S.

ROSE, M. (2000): Cactus Hill Update, Archaeological

Institute of America, Update News. http://www.ar-chaeology.org/online/news/cactus.html

ROSENKRANZ, K. (1850): System der Wissenschaft.

Ein philosophisches Encheiridion. Königsberg. ROTH, L. & M.L. LORSCHEITTER (1993): Palynology of a

bog in Parque Nacional de Aparados da Serra, East Plateau of Rio Grande do Sul, Brazil. – Q. South Am. Antarct. Peninsula 8: 39-69.

RUELLAN, F. (1944): A evolução geomorfológica da

baía da Guanabara e das regiões vizinhas. – Revis-ta Brasileira de Geografia, VI, Nr. 4: 445-508.

RUHE, R.V. (1959): Stonelines in soils. – Soil sci. 87:

223-231. RUNGE J. (1997). Altersstellung und paläoklimatische

Interpretation von Decksedimenten, Steinlagen (stone-lines) und Verwitterungsbildungen in Ost-zaire (Zentralafrika). Geoökodynamik v.18, 2/3: 91-108, Bensheim.

RUNGE, J. (2001a): On the age of stone-lines and hill-

wash sediments in the eastern Congo basin - pa-laeoenvironmental implications. – Palaeoecology of Africa, 27: 1-10.

RUNGE, J. (2001b): Landschaftsgenese und Paläoklima

in Zentralafrika. Physiogeographische Untersu-

chungen zur klimagesteuerten quartären Vegetati-ons- und Geomorphodynamik in Kongo-Zaire (Ki-vu, Kasai, Oberkongo) und der Zentralafrikani-schen Republik (Mbomou) – Relief-Boden-Paläo-klima, 17: 1-294.

RUNGE, J. & K. LAMMERS (2001): Bioturbation by

termites and Late Quaternary landscape evolution on the Mbomou plateau of the central African Re-public (CAR) – Palaeoecology of Africa and the surrounding islands 27, 153-169, Balkema, Rotter-dam.

RUSSOW, F. & J. HEINRICH (2001): Jungholozäne

Überprägungen von quartären Deckschichten und Böden des Mittelgebirgsraumes durch biomechani-sche Prozesse in Mitteleuropa. – Geoöko, Band XXII: 37-58, Bensheim.

S

SAADI, A. (1995): A Geomorfologia da Serra do Espi-nhaço em Minas Gerais e de suas margens. Geo-nomos (3): 41-63.

SABEL, K. (1981): Beziehung zwischen Relief, Böden

und Nutzung im Küstengebiet des südlichen Mit-telbrasiliens. – Z. Geomorph. N.F. Suppl.-Bd. 39: 95-107.

SAFFORD, H.D. (1999): Brazilian Páramos I. An intro-

duction to the physical environment and vegetation of the campos de altitude. – Journal of Biogeogra-phy, 26: 693-712.

SAFFORD, H.D. & G. MARTINELLI (1999): Southeast

Brazil. Inselbergs: biotic diversity of isolated rock outcrops in the tropics (Hrsg.: BARTHLOTT, W. &

S. POREMBSKI), 21 S. SAFFORD, H.D. & G. MARTINELLI (2000): Southeast

Brazil. Inselbergs: biotic diversity of isolated rock outcrops in the tropics. – In: POREMBSKI, S. & W. BARTHLOTT: 339-389, Springer-Verlag, Berlin.

SANCHEZ, P.A. (1989): Soils. – In: Lieth, H. & M.J.A.

Werger (1989): Tropical rain forest ecosystems. – Ecosystems of the world, Vol. 14b, Amsterdam: 73-88.

SANCHEZ, P.A., W. COUTO & S.W. BUOL (1982): The

fertility capability soil classification system: inter-pretation, applicability and modification. – Geo-derma 27: 283-309.

SANCHEZ, P.A. & T.J. LOGAN (1992): Myths and

science about the chemistry and fertility of soils in the tropics. – In: LAL, R. & P.A. SANCHEZ (Hrsg.) (1992): 35-46.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 217 __________________________________________________________________________

SANDERSON, J. & HARRIS, L.D. (Hrsg.) (2000): Land-scape Ecology - A Top-Down Approach. Lewis Publishers, Boca Raton, Florida, USA.

SANTOS (1957): Magé – A terra do Dedo de Deus. SANTOS, D.S.S. (2000): Análise palinológica como

ferramenta de interpretação de oscilações climáti-cas, ambientais e do nível do mar na Baía de Se-petiba, RJ. – Masterarbeit, Universidade do Estado do Rio de Janeiro, 126 S.

SCHAETZL, R.J., D.L. JOHNSON, S.F. BURNS & S.F.

SMALL (1989): Tree Uprooting: review of termi-nology, process, and environment implications. – Can J. For. Res. 19: 1-11.

SCHEEL-YBERT, R., S.E.M. GOUVEIA, L.C.R. PESSEN-

DA, R. ARAVENA, L.M. COUTINHO & R. BOULET

(2003): Holocene palaeoenvironmental evolution in the São Paulo State (Brazil), based on anthraco-logy and soil δ13C analysis. – The Holocene 13(1): 73–81.

SCHEFFER, F.& P. SCHACHTSCHABEL (2002): Lehr-

buch der Bodenkunde - 15. Auflage, Heidelberg; Berlin: Spektrum Akademischer Verlag., 593 S.

SCHLICHTING, E. & BLUME, H.-P. (1966): Bodenkund-

liches Praktikum (Pareys Studientexte 81). Zweite, neu bearbeitete Auflage (1995), Blackwell Wis-senschaftsverlag Berlin, Wien.

SCHMIDT DIAS, A. (2004): Diversificar para poblar: El

contexto arqueológico brasileño en la transición Pleistoceno-Holoceno. – Complutum, 15: 249-263.

SCHMIDT, R. (1998): Modellbildung und Prognose zur

Wassererosion. – In: RICHTER, G. (Hrsg.) (1998a): 137-151.

SCHMIDT-LORENZ (1986): Die Böden der Tropen und

Subtropen, 2. völlig veränderte Fassung. – In: REHM (1986): 47-92.

SCHMITHÜSEN, J. (1942): Vegetationsforschung und

ökologische Standortlehre in ihrer Bedeutung für die Geographie der Kulturlandschaft. – Ztschr. Ges. f. Erdkunde Berlin: 113-157.

SCHMITHÜSEN, J. (1964): Was ist eine Landschaft? –

Erkdl. Wissen, H. 9, 24 S. SCHMITHÜSEN, J. (1967): Naturräumliche Gliederung

und landschaftsräumliche Gliederung. –Berichte z. dt. Landeskunde, Bd. 39: 125-131.

SCHMITHÜSEN, J. (1968): Der wissenschaftliche Land-

schaftsbegriff. – Pflanzensoziologie und Land-schaftsökologie, Den Haag: 23-43.

SCHOBBENHAUS, C. & B.B. BRITO NEVES (2003): A geologia do Brasil no contexto da plataforma Sul-Americana. – In: BIZZI, L.A., C. SCHOBBENHAUS, R.M. VIDOTTI & J.H. GONÇALVES (Hrsg.) (2003): Geologia, Tectonica e recursos minerais do Brasil. Ministério de Minas e Energia, Brasília: 5-54.

SCHOBBENHAUS, C., D.A. CAMPOS, G.R. DERZE & H.

ASMUS (1984): Geologia do Brasil. – Departamen-to Nacional da Producão Mineral, Ministério das Minas e Energia, Brasília.

SCHOLTEN, T. & P. FELIX-HENNINGSEN (2004): Deep

weathering and quaternary colluviation in Swasi-land. – Proceedings of the Paleopedology Sympo-sium, Florence, Italy, 7–11 June 2004 (Quaternary International 2006., Vol. 156-157. Special issue).

SCHOLZ, I. (1999): Zwischen Raubbau und Nachhal-

tigkeit: Unternehmerische Handlungsmuster in der Tropenholzindustrie. Das Beispiel Pará (Brasilien) 1960-1997, Köln.

SCHÜLLER, H. (1969): Die CAL-Methode, eine neue

Methode zur Bestimmung des pflanzenverfügba-ren Phosphates in Böden. – Zeitschrift für Pflan-zenernährung, Düngung und Bodenkunde, 123: 48-63.

SCHULTZ, J. (2000): Handbuch der Ökozonen. Verlag

Eugen Ulmer, Stuttgart, 577 S. SCHULTZ, J. (2002): Die Ökozonen der Erde. 3. Aufl.

(1. Aufl. 1988), Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart, 320 S.

SCHURR T.G., S.T. SHERRY (2004): Mitochondrial

DNA and Y chromosome diversity and the peop-ling of the Americas: Evolutionary and demo-graphic evidence. – Am J Human Biol 16: 420-439.

SCHWERTMANN, U. (1959): Die fraktionierte Extrak-

tion der freien Eisenoxide in Böden, ihre minera-logischen Formen und Entstehungsweisen. – Zeit-schrift für Pflanzenernährung, Düngung und Bo-denkunde, H. 84: 194-204, Weinheim.

SCHWERTMANN, U. (1964): Differenzierung der Eisen-

oxide des Bodens durch Extraktion mit Ammo-niumoxalat-Lösung. – Z. Pflanzenernähr., Düng., Bodenkunde 105: 194-202.

SCHWERTMANN, U. (1969): Der Einfluss einfacher

organischer Anionen auf die Bildung von Goethit und Hämatit aus amorphem Fe(III)-Hydroxid. – Geoderma, 3: 207-214.

SCHWERTMANN, U. (1971): Transformation of hema-

tite to goethite in soils. – Nature 232: 624-625.

218 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

SCHWERTMANN, U. (1985): The effect of pedogenic environments on iron oxide minerals. – Advances in Soil Sci. 1: 172-200.

SCHWERTMANN, U. (1990): Eisenoxidfarben, Eisen-

oxidmineralogie und Bodengenese. – Mitt. Bo-denk. Ges. 62: 141-142.

SCHWERTMANN, U. (1993): Relations between iron

oxides, soil color, and soil formation. – In: BIG-HAM, J.M. & E.J. CIOLKOSZ (Hrsg.) (1993): Soil color. – SSSA Spec. Publ. 31, Madison: 51-69.

SCHWERTMANN, U. & W. FISCHER (1966): Zur Bil-

dung van α-FeOOH und α –Fe2O3 aus amorphem Eisen(III)-hydroxid. – Z. Anorg. Allg. Chem. 346: 137-142.

SCHWERTMANN, U., J. FRIEDL, H. STANJEK & D.G.

SCHULZE (2000a): The effect of Al on Fe Oxides.

XIX Formation of Al-substituted hematite from ferrihydrite at 25° and pH 4 to 7. – Clays and Clay Minerals, 4/2000; v. 48; no. 2: 159-172.

SCHWERTMANN, U., J. FRIEDL, H. STANJEK & D.G.

SCHULZE (2000b): The effect of clay minerals on

the formation of goethite and hematite from ferri-hydrite after 16 years’ ageing at 25°C and pH 4–7. – Clay Minerals; 9/2000; v. 35; no. 4: 613-623.

SCHWERTMANN, U. & N. KÄMPF (1985): Properties of

goethite and hematite in kaolinitic soils of southern and central Brazil. – Soil Sci. 139: 344-350.

SCHWERTMANN U., VOGL W. & KAINZ M. (1987):

Bodenerosion durch Wasser – Vorhersage des Abtrags und Bewertung von Gegenmaßnahmen. Ulmer Verlag, 2. Aufl. 1990, 64 S.

SECRETARIA DE ESTADO DE MEIO AMBIENTE E DESEN-

VOLVIMENTO SUSTENTÁVEL ESTADO RIO DE JA-NEIRO (2001): Bacias Hidrográficas e rios flumi-nenses – Síntese informativa por macroregião am-biental (Projeto Planágua SEMADS/GTZ).

SEELE, C. (2005): Untersuchung und Klassifizierung

der floristischen und strukturellen Vielfalt der Un-terwuchsvegetation im Gebiet des Parque Nacional da Serra dos Órgãos, RJ, Brasilien. – Diplomar-beit, Universität Leipzig, Fakultät für Biowissen-schaften, Pharmazie und Psychologie, 137 S.

SEGALEN, P. (1969): Le remaniement des sols et la

mise en place de la stone-line en Afrique. – Cahiers ORSTOM, série Pédologie, vol. 7, no. (1969) : 113-133.

SEGALEN, P. (1994): Les sol ferrallitiques et leur

répartition géographique. – Orstom Éditions, Paris, Vol. 1, 198 S.

SEGUIO, K. (2001): Geologia do Quaternário Mudan-ças Ambientais - Passado + Presente = Futuro? 366 S., São Paulo.

SEMMEL, A. (1977): Grundzüge der Bodenkunde,

Stuttgart, 119 S. SEMMEL, A. (1982): Catenen der feuchten Tropen und

Fragen ihrer geomorphologischen Deutung. – Ca-tena, Suppl.-Bd. 2: 123-140, Braunschweig.

SEMMEL, A. (1988): Geomorphologische Bewertung

verschiedenfarbiger Bodenbildungen in Mittel- und Südbrasilien. – Abh. Ak. Wiss. Göttingen, math. physikal. Kl., 3. Folge 4: 11-21.

SEMMEL, A. (1991): Relief, Gestein, Boden. Grundla-

gen der Physischen Geographie I. – Wissenschaft-liche Buchgesellschaft Darmstadt. 148 S.

SEMMEL, A. & H. ROHDENBURG (1979): Untersuchun-

gen zur Boden- und Reliefentwicklung in Süd-Brasilien. – Catena 6, 203-217.

SEUFFERT, O. (1976): Formungsstile im Relief der

Erde. Programmierung, Prozesse und Produkte der Morphodynamik im Abtragungsbereich. – Braun-schweiger Geogr. Studien 1, 171 S.

SHALER, N.S. (1891): The origin and nature of soils. –

U.S. Geological Survey 12th Annual Report 1890-1891 part 1, 213-345.

SHARPE, C. F. S. 1938. Landslides and related pheno-

mena. – New York: Columbia University Press. SILVA, A.M., H.E. SCHULZ & P. BARBOSA DE

CAMARGO (2004): Erosão e Hidrossedimentologia em Bacias Hidrográficas. – RiMa Editora, São Carlos (SP), 138 S.

SILVA, J. M. C. & C.H.M CASTELETI (2003). Status of

the biodiversity of the Atlantic Forest of Brazil. – In: GALINDO-LEAL, C. & I. DE GUSMÃO CÂMARA (Hrsg.): The Atlantic Forest of South America. Washington Island Press, 2003: 43-59.

SILVA, L.C., L.A. HARTMANN, N.J.L.A. MCNAUGH-

TON & I.R. FLETCHER (2005): The Neoproterozoic Mantiqueira Province and its African connections: a zircon-based U-Pb geochronologic subdivision for the Brasiliano/Pan-African systems of orogens. – Precambrian Research 136, 203-240.

SILVA, L.C., MCNAUGHTON, N.J., HARTMANN, L.A. &

FLETCHER, I.R. (2003): Zircon U-Pb Shrimp dating of the Serra dos Órgãos and Rio de Janeiro gneis-sic granitic suites: Implications for the (560 Ma) Brasiliano/Pan-African collage. – Revista Brasi-leira de Geociências, 33(2), 237-244.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 219 __________________________________________________________________________

SILVA, L.G.E., M.E. DANTAS & A.L. COELHO NETTO

(1993): Condicionantes lito-estruturais na forma-ção de níveis de base locais (“knickpoints”) e as implicações geomorfológicas no médio vale do rio Paraiba do Sul (RJ/SP). – In: Atas III Simpósio Geologia do Sudeste, Rio de Janeiro, SBG: 96-101.

SIMPSON, B. (1971): Pleistocene Changes in the Fauna

and Flora of South-America. – Science N.Y. 173: 771-780.

SIOLI, H. (Hrsg.) (1984): The Amazon: Limnology and

landscape ecology of a mighty tropical river and its basin. Dordrecht.

SMITH, R.L. & TH. M. SMITH (2003): Elements of

Ecology, Fifth Edition, 682 S., San Francisco. SMUTS, J. (1926): Holism and Evolution. Macmillan,

London. SOUSA ARAUJO, G.H., J. RIBEIRO DE ALMEIDA & A.J.

TEIXEIRA GUERRA (2005): Gestão Ambiental de Áreas Degradadas. Bertrand Brasil, 320 S.

SPÖNEMANN, J. (1974): Studien zur Morphogenese

und rezenten Morphodynamik im mittleren Ost-afrika. – Göttinger Geogr. Abhandlg. 62, 98 S. Göttingen.

STARIKOVSKAYA, Y.B., R.I. SUKERNIK, T.G. SCHURR,

A.M. KOGELNIK & D.C. WALLACE (1998): mtDNA diversity in Chukchi and Siberian Eski-mos: Implications for the genetic history of An-cient Beringia and the peopling of the New World. – Am J Hum Genet 63: 1473-1491.

STEINHARD, U., BLUMENSTEIN, O. & BARSCH, H.

(2005): Lehrbuch der Landschaftsökologie, Spekt-rum Akademischer Verlag, Heidelberg, 294 S.

STOCKING, M.A. (1978): Interpretation of stone-lines.

– The South African Geogr. J. 60: 121-134. STRAKHOV, N.M. (1967): Principles of Lithogenesis.

London. SUTCLIFFE, O.L. & C.D. THOMAS (1996). Open corri-

dors appear to facilitate dispersal by ringlet butter-flies (Aphantopus hyperantus) between woodland clearings. – In: Conservation Biology 10: 1359-1365.

T

TAMM, O. (1932): Meddel. f. Statens Skogsförsöks-anst. 27, 1, Stockholm.

TANIZAKI, K & T.P. MOULTON (2000): A fragmenta-ção da Mata Atlântica no estado do Rio de Janeiro e a perda de biodiversidade. – In: BERGALLO, H.G., C.F.D. ROCHA, M.A.S. ALVES & M.V. SLUYS (Org.): A fauna ameaçada de extinção do Estado do Rio de Janeiro. Rio de Janeiro: UERJ, 166 S.

TARAZONA-SANTOS E., F.R. SANTOS (2002): The

peopling of the Americas: A second major migra-tion? – Am J Hum Genet 70: 1377-1380.

TARDY, Y. & D. NAHON (1985): Geochemistry of late-

rites, stability of Al-goethit, Al-hematite, and Fe3+-Kaolinit in bauxites and ferricretes: an approach to the mechanism of concretion formation. – Amer. J. Sci. 285: 865-903.

TEIXEIRA GUERRA, A. SOARES DA SILVA & R.G. MA-

CHADO BOTELHO (Hrsg.) (1999). Erosão e Conser-vação dos Solos – Conceitos, Temas e Aplicações. BCD União de Editoras, 339 S., Rio de Janeiro.

THIENEMANN, A. (1939): Grundzüge einer allgemei-

nen Ökologie. – Arch. Hydrobiol. 35, 267-285. THIER, O. (2006): Populationsstruktur und Indikator-

potential von Piptadenia gonoacantha (MART.) J. F. MACBR. (Leguminosae, Mimosoideae) in Waldfragmenten verschiedener Sukzessionsstadien der Mata Atlântica im brasilianischen Bundesstaat Rio de Janeiro. – Diplomarbeit, Universität Leip-zig, 97 S.

THOMAS, M.F. (1974): Tropical Geomorphology. –

The McMilan Press Ltd. London, 332 S. THOMAS, M.F. (1980): Timescales of landform devel-

opment on tropical shields. A study from Sierra Leone. – In: CULLINGFORD, R.A., D.A. DAVIDSON

& J. LEWIN (Hrsg.): Timescales in Geomorpho-logy, 333-354.

THOMAS, M.F. (2002): Quaternary fans and colluvium

as indicators of environmental change and land-scape sensivity. – Revista do Instituto Geológico, São Paulo, 23(1): 1-11.

THOMAS, M.F. & M.B. THORP (1985): Environmental

change and episodic etchplanation in the humid tropics of Sierra Leone: the Koidu etchplain. – In: DOUGLAS, I. & T. SPENCER (Hrsg.) Environmental Change and Tropical Geomorphology, London, Allen & Unwin: 239-267.

THOMAS, M.F., M.B. THORP & J. MCALISTER (1999):

Equatorial weathering, landform development and the formation of white sands in Northwestern Kali-mantan, Indonesia. – Catena, 36: 205-232.

220 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

THOMPSON, M. L., N. E. SMECK & J. M. BIGHAM

(1981): Parent materials and paleosols in the Teays River Valley, Ohio. – Soil Sci. Soc. Am. J. 45: 918-925.

THORP, J. (1936): Geography of the soils of China,

National geological survey of China in cooperation with the Institute of Geology of the National Aca-demy, Peiping, and China Foundation. Nanking: Ministries of Industries.

THORP, J. (1949): Effects of certain animals that live in

the soil. – Scientific Monthly 68: 180-91. TILMAN, D., C.L. LEHMAN, & P. KARIEVA (1997): The

Role of Space in Population Dynamics and Inter-specific Interactions. – In: Spatial Ecology: 3–20.

TOLEDO, M.B (1998): Evolução ambiental da Lagoa

Salgada, Sudeste do Brasil, com base em estudos palinológicos. – Masterarbeit, Universidade Fede-ral Fluminense, RJ.

TORRENT, J., R. GUZMAN & M.A. PARRA (1982): In-

fluence of relative humidity on the crystallization of Fe(III) Oxides from Ferrihydrite. – Clays and Minerals, Vol. 30, No. 5: 337-340.

TORRENT, J., U. SCHWERTMANN & V. BARRON (1987):

The reductive dissolution of synthetic Goethite and Hematite in Dithionite. – Clay Minerals (1987) 22: 329-337.

TORRICO ALBINO, J.C. (2006): Balancing natural and

agricultural systems in the Atlantic rainforest of Brazil. Dissertation, Institut für Nutzpflanzenwis-senschaften und Ressourcenschutz der Rheini-schen Friedrich-Wilhelms-Universität Bonn, 165 S.

TRESS, B & TRESS, U. (2001): Lebensraum Landschaft

- eine transdisziplinäre Herausforderung. – In: Landschaft als Lebensraum. Tagungsband mit Kurzfassungen der Beiträge zur 2. Jahrestagung der IALE-Region Deutschland: 24-27.

TRIBUNAL DE CONTAS DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO

- TCE (2005): Estudo Socioeconômico 2004 Tere-sópolis, 104 S.

TRICART, J. (1960): Problemas geomorfológicos do

litoral oriental do Brasil. – Bol. Baiano de Geogra-fia. Salvador, BA, 1(1): 5-39.

TRICART, J. (1965): Le modelé des regions chaudes,

forêtes et savanes. – Paris, 322 S. Engl. Überset-zung: The landforms of the humid tropics, forests and savannas. London, 306 S.

TRICART, J. (1972): The landforms of the humid trop-

ics, forests and savannas, London 306 S.

TRICART, J: (1985): Evidence of Upper Pleistocene dry climates in northern South America. – In: DOUGLAS, J. & T. SPENCER (Hrsg.): 197-217.

TROLL, C. (1939): Luftbildplan und ökologische Bo-

denforschung. – Zeitschrift der Gesellschaft für Erdkunde, Berlin: 241-298.

TROLL, C. (1968): Pflanzensoziologie und Land-

schaftsökologie. – In: TÜXEN, R. (Hrsg.): Ber. Int. Symp. Ver. Vegetationskunde, Stolzenau/Weser 1963: 1-21.

TROLL, C. (1970): Landschaftsökologie (Geoecology)

und Biogeocoenologie. Eine terminologische Studie. – Rev. Roumaine de Géol., Géophys. et Geogr., Série de Géogr., T. 14, No. 1: 9-18.

TROMPETTE, R. (1994): Geology of Western Gondwa-

na (2000–500 Ma). Pan-African-Brasiliano aggre-gation of South America and Africa. A.A. Balke-ma, Rotterdam.

TRUCKENBRODT, W., B. KOTSCHOUBEY, W. SCHELL-

MANN (1991): Composition and origins of the clay cover on north Brazilian laterites. – Geologische Rundschau, 80: 591-610.

TURNER, M.G. (1989): Landscape Ecology - The Ef-

fect of Pattern on Process. – Annual Review of Ecology and Systematics 20: 171-197.

TWEKSBURY, J.J., D.J. LEVEY, N.M. HADDAD, S. SAR-

GENT, J.L. ORROCK, A. WEDLON, B.J. DANIELSON, J. BRINKERHOFF, E.I. DAMSCHEN & P. TOWNS-HEND (2002): Corridors affect plants, animals, and their interaction in fragmented landscapes. – In: PNAS Vol. 99 No. 20: 12923-12926.

TWIDALE, C.R. (1982): Granite Landforms. Amster-

dam, 372 S.

U

ULRICH (1987): Stabilität, Elastizität und Resilienz von Waldökosystemen unter dem Einfluß saurer Deposition – Forstarchiv 58: 232-239.

UNITED STATES DEPARTMENT OF AGRICULTURE

NATURAL RESOURCES CONSERVATION SERVICE (USDA) (1999): Soil Taxonomy - A Basic System of Soil Classification for Making and Interpreting Soil Surveys (US SOIL TAXONOMY), Second Edi-tion 1999. Agricultural Handbook Number 436.

UNITES NATIONS DEVELOPMENT PROGRAMME - UNDP

(2006): Human Development Report 2006 - Be-yond scarcity: Power, poverty and the global water crisis. New York, 440 S.

Kapitel 7: Literaturverzeichnis 221 __________________________________________________________________________

URBAN, G. (2006): A história da cultura Brasileira segundo as línguas nativas. – In: CARNEIRO DA

CUNHA, M. (Hrsg.) (2006): História dos Índios no Brasil: 87-102.

URROZ LOPES, J.A. (2003): Some remarks on the bases

of landscape evolution theories – Boletim Parana-ense de Geociências, 52, 77-93, Editora UFPR.

UTTERMANN, J. (Hrsg.) (2000): Labormethoden-Doku-

mentation. Geologisches Jahrbuch Reihe G, Heft 8, herausgegeben von der Bundesanstalt für Geo-wissenschaften und Rohstoffe und den Staatlichen Geologischen Diensten in der Bundesrepublik Deutschland, Hannover.

V

VALLADARES, G. S. (2005: Sistema de gestão territo-rial da ABAG/RP. Area de estudo. Pedologia. http://www.abagrp.cnpm.embrapa.br/areas/pedolo-gia.htm.

VEIT, H. & H. VEIT (1985): Relief, Gestein und Boden

im Gebiet von Conceiçao dos Correias (S-Brasi-lien). – Frankf. Geow. Arb. Serie D, Phys. Geogr. 5: 1-98.

VEIT, H. (1987): Some Aspects of the genesis of cover

sediments and soils in the “Açungui-Mountains” northwest of Curitiba (Southern Brazil). – Zbl. Geol. Paläont. Teil 1, H. 7/8: 853-861.

VEIT, H. & G. FRIED (1987): Untersuchungen zur Ver-

breitung und Genese verschiedenfarbiger Böden und Decklehme in Südost-Nigeria. – Frankf. Geow. Arb. Serie D, Phys. Geogr., Bd. 10: 141-156.

VELOSO, H.P., A.L. RANGEL-FILHO & J.C.A. LIMA

(1991): Classificação da vegetação brasileira, adaptada a um sistema universal. Rio de Janeiro: IBGE, 123 S.

VIANA, V.M. & A.A.J. TABANEZ (1996): Biology and

Conservation of forest fragments in the Brazilian Atlantic Moist Forest – In: SCHELHAS, J. & R. GREENBERG: Forest Patches in Tropical Land-scapes. Island Press, Washington D.C.: 151-167.

VIEIRA, B.C., N.F. FERNANDES, R.F. GUIMARAES, D.R.

MONTGOMERY, H.M. GREENBERG & R.A.T. GO-MES (2001): Relative influence of controlling fac-tors on shallow landslides triggered in the Papagaio basin, Rio de Janeiro. – IAG 1999 Regional Con-ference on Geomorphology, Conference summary.

VIERA, A. (1934): José Augusto Vieira, a Estrado de

Ferro e a Cidade de Therezópolis. Irmãos Pongetti, Rio de Janeiro.

VIERA, A. (1938): Therezopolis. Irmaos Pongetti Edi-tores, Rio de Janeiro, 299 S.

VIERA, A. (1940): Therezópolis. Estrada de Rodagem

directa ao Rio de Janeiro. – Jornal do Commercio Rodrigues & CIA, Rio de Janeiro.

VIERA, A. (1942): Conferencia Teresópolis. – Jornal

do Commercio. Rodrigues & CIA. Rio de Janeiro. VINCENT, P.L. (1966): Les formations meubles super-

ficielles au sud du Congo et au Cabon. – Bull. Bur. Rèchèrche Géol. et minières, 4: 53-111, Paris.

VOGT, J. (1966): Le complexe da la stone-line. Mise

an point. – Bull. B.R.G.M. 4-1966: 3-51.

W

WALLACE D.C., K. GARRISON & W.C. KNOWLER (1985): Dramatic founder effects in Amerindian mitochondrial DNAs. – Am J Phys Anthropol 68: 149-155.

WALLACE, A. R. (1870): The glaciation of Brazil.

Nature 2: 510-512. WALTER, H. (1999): Vegetation und Klimazonen

(UTB 14), 7. Auflage. Stuttgart, 382 S. WALTER, H. & S.-W. BRECKLE (2004): Ökologie der

Erde, Bd. 2: Spezielle Ökologie der tropischen und subtropischen Zonen. Spektrum Akademischer Verlag, Elsevier GmbH, München, 3. Aufl., 764 S.

WATANABE, S, W.E. FERIA AYTA, H. HAMAGUCHI, N.

GUIDON, E.S. LA SALVIA, S. MARANCA & O.B. FILHO (2003): Some evidence of a date of first humans to arrive in Brazil. – Journal of Archaeo-logical Science 30: 351-354.

WATSON, J.P. (1961): Some observations on soil hori-

zons and insect activity in granite soils. – In: Proc. First Fed. Sci. Cong. No. 1. Mardon Rhodesian Printers, Salisbury, Southern Rhodesia, 271–276.

WATZLAWICK, L.F., L. NUTTO, P. SPATHELF, A. REIF,

M.V.W. CALDEIRA & C.R. SANQUETTA (2002): Die phytogeographischen Einheiten von Paraná, Brasilien. Universitätsbibliothek Freiburg, 92 S.

WAYLAND, E.J. (1934): Peneplains and some other

erosional platforms. – Geol. Survey Uganda Ann. Rep. 1934: 77-79.

WELLS, N.A., B. ANDRIAMIHAJA, & H. RAKOTO-

VOLOLONA (1990): Stonelines and landscape de-velopment on the laterized craton of Madagascar.

222 Kapitel 7: Literaturverzeichnis __________________________________________________________________________

– Geological Society of America Bulletin: Vol. 102, No. 5: 615–627.

WHITMORE, T.C. & G.T. PRANCE (Hrsg.) (1987): Bio-

geography and Quaternary history in tropical America. – Oxford Monographs of Biogeography No 3. Clarendon Press, Oxford.

WIENS, J.A. (1999): Landscape Ecology - Scaling

from Mechanisms to Management. – Perspectives in Ecology: 13–24. Backhuys Publishers, Leiden, The Netherlands.

WIENS, J.A., MOSS, M.R. (1999): Preface. In: WIENS,

J.A., MOSS, M.R. (Hrsg.): Issues in landscape ecology. 5. IALE-Weltkongress, Snowmass, USA.

WILHELMY, H. (1958): Klimamorphologie der Mas-

sengesteine. Braunschweig, 238 S. WILHELMY, H. (1974): Klimageomorphologie in

Stichworten. Kiel, 238 S. WILHELMY, H. (1975): Die klimamorphologischen

Zonen und Höhenstufen der Erde. – Z. Geomorph. 19: 353-376.

WILHELMY, H. (2002): Geomorphologie in Stichwor-

ten, Bd. II, exogene Kräfte, 6. Aufl. 2002. 203 S., Gebr. Bornträger Verlagsbuchhandlung, Stuttgart (1. Aufl. 1972).

WILSON, E.O. (1992); The diversity of life. – Belknap

Press of Harvard University Press, Cambridge, MA., 424 S.

WIRTHMANN, A. (1970): Zur Geomorphologie der

Peridotite auf Neukaledonien. Tübinger Geogr. Studien 34: 191-201.

WIRTHMANN, A. (1977): Erosive Hangentwicklung in

verschiedenen Klimaten. – Z. Geomorph. Suppl. 28: 42-61.

WIRTHMANN, A. (1994): Geomorphologie der Tropen.

– Erträge der Forschung, Bd. 248. Wissenschaftli-che Buchgesellschaft Darmstadt, 222 S.

WISCHMEIER, W.H. & D.D. SMITH (1962): Soil loss

estimation as a tool in soil and water management

planning. – International Association of Scientific Hydrology, Publ. 59: 148-159.

WISCHMEIER, W.H. & D.D. SMITH (1978): Predicting

rainfall erosion losses - a guide to conservation planning. – U.S. Dept. of Agriculture Handbook 537.

X

XIROMERITI, K. (2006): Ökonomische Analyse und Bewertung von Aufforstungen mit Eukalyptus im Gebiet des Corrego Sujo, Teresópolis, Staat Rio de Janeiro, Brasilien. –Masterarbeit, Institut für Tro-pentechnologie der FH Köln.

Z

ZALASIEWICZ, J., M. WILLIAMS, A. SMITH, T.L. BARRY, A.L. COE, P.R. BOWN, P. BRENCHLEY, D. CANTRILL, A. GALE, P. GIBBARD, F.J. GREGORY, M.W. HOUNSLOW, A.C. KERR, P. PEARSON, R. KNOX, J. POWELL, C. WATERS, J. MARSHALL, M. OATES, P. RAWSON & P. STONE (2008): Are we now living in the Anthropocene? GSA Today, 18, (2): 4-8. (doi:10.1130/GSAT01802A.1),

http://eprints.soton.ac.uk/50255/ ZECH, W, D. ELZ, L. PANCEL & P. DRECHSEL (1989):

Erfolgsbedingungen und Auswirkungen von Auf-forstungsvorhaben in Entwicklungsländern. For-schungsbericht des BMZ Band 93, Weltforum Verlag, Köln. 348 S.

ZECH, W. & HINTERMEIER-ERHARD, G. (2002): Böden

der Welt - Ein Bildatlas, Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg, Berlin, 120 S.

ZECH W. & H. MÜHLE (1989): Über das Alter von

Steinlagen (stone lines) in Böden SW-Rwandas. – Mitt. Dtsch. Bodenkundl. Ges. 59/II: 1025–1030.

ZEIL, W. (1986): Südamerika. Geologie der Erde

Bd.1. Stuttgart. ZINGG, A.W. (1940): Degree and length of land slope

as it affects soil loss in runoff. – Agricultural En-gineering 21: 9-64.

Anhang 1.0 223 ___________________________________________________________________________ Anhang 1.0: Erläuterungen zur Profilaufnahme und Laboranalyse

Titeldaten

P_NR Profilnummer (nicht durchgängig, da Proben nachträglich verworfen wurden) LFD_NR Laufende Nummer der Bodenprobe (durchgängig nummeriert nach analysierten Proben) DAT Datum der Probenahme LOK Lokalität

NP = Nationalpark

UTM_1 Rechtswert nach UTM (Universal Transversal Mercatorprojection) UTM_2 Hochwert nach UTM (Universal Transversal Mercatorprojection) HOE Höhe in m über Meeresspiegel AUF Aufschlussart nach AG BODEN (1996, S. 56):

A = Aufschluss allgemein AH = Aushubwand AN = natürlicher Aufschluss AP = Prallhang AW = Wege-, Grabeneinschnitt AX = Steinbruch BF = Flügelbohrung GG = flache Grabung (aufgeführt sind nur die verwendeten Kürzel)

Aufnahmesituation

NEI Neigung nach Klassen der AG BODEN (1996, S. 58): 0 = nicht geneigt (< 2%) 1 = sehr schwach geneigt (2 - 3,5%) 2 = schwach geneigt (3,5 - 9%) 3 = mittel geneigt (9 – 18%) 4 = stark geneigt (18 – 27%) 5 = sehr stark geneigt (27 – 36%) 6 = steil (>36%)

WOL Horizontal- und Vertikalwölbung nach AG BODEN (1996, S. 63): X = konvex V = konkav G = gestreckt Vertikalwölbung / Horizontalwölbung

EXP Hauptexposition (Einteilung in 45° Sektoren)

VEG Vegetation / Nutzung (nach AG BODEN K 1996, S. 74/75, modifiziert): CA = Campos de Altitude FL = Laubwald (Regenwald) WF = Waldfragment GE = Weide AE = Feldgemüse (aufgeführt sind nur die verwendeten Kürzel)

WT Witterung bei Probenahme (nach AG BODEN 1996, S. 76, modifiziert): WT1 = Keine Niederschläge innerhalb des letzten Monats WT2 = Keine Niederschläge innerhalb der letzten Woche WT3 = Keine Niederschläge innerhalb der letzten 24 Stunden WT4 = Regnerisch mit nicht sehr starken Niederschlägen in den letzten 24 Stunden WT5 = Stärkere Regenfälle seit mehreren Tagen oder Starkregen in den letzten

24 Stunden WT6 = Extrem niederschlagsreiche Zeit

224 Anhang 1.0 ___________________________________________________________________________ Profilmerkmale

HOR Horizonte nach Klassifikation der FAO: A Oberbodenhorizont: Mineralbodenhorizont, der keine präexistenten Gesteins-

strukturen mehr zeigt, mehr oder weniger stark mit Humus angereichert und/oder anthropogen durchmischt ist. Der A-Horizont zeigt keine eluvialen oder illuvialen Merkmale.

B Unterbodenhorizont: v.a. durch Verwitterungsprozesse und/oder durch Stoffilluvation bzw. residuale Anreicherungen von Sesquioxiden gekennzeichnet.

E Eluvialhorizont (Lessivierung oder Podsolierung) C Lockersubstrat R Festgestein, massives Ausgangsgestein Nachgestellte Suffixe: b begraben, fossiler Horizont c Anreicherung von Konkretionen (Fe, Mn). c wird kombiniert mit dem Suffix, das die

Art der Konkretionen kennzeichnet g stark hydromorhe Merkmale durch eine Wechsel von Reduktion und Oxidation h illuviale Humusanreicherung im Mineralhorizont, aber nicht mechanische

Durchmischung p bearbeitet, mechanisch durchmischt (meist Pflughorizont Ap). Neben Ap sind nur

Kombinationen mit den Haupthorizontsymbolen 0 und H möglich. r starke Reduktionsmerkmale durch Grundwassereinfluss s absolute Anreicherung von Sesquioxiden t Tonanreicherung (mit B oder C) w Verwitterungshorizont, gekennzeichnet durch Tonmineralgehalt, Farbe und Textur (aufgeführt sind nur die verwendeten Kürzel)

Anmerkung: Aufgrund der unterschiedlich fortgeschrittenen Verwitterung wird unterschieden zwischen: BwC Übergang zwischen Unterboden und frischem Gesteinszersatz eines Cambisols Bws Unterbodenhorizont eines Ferralsols BswC Übergang zwischen Unterboden und grusigem Zersatz bei einem Ferralsol Cw grusiger Gesteinszersatz (Korngrößen zwischen 2 und 63 mm) Die Klassifikation der FAO-UNESCO kennt kein Kürzel für Kolluvien. Um die kolluvial über-prägten von den weitgehend unbeeinflussten, autochthonen Bodenbildungen unterschei-den zu können, wird das Kürzel M für den Unterbodenhorizont der Kolluvisole aus der deut-schen Bodenklassifikation entlehnt (AG BODEN 1996, S. 204) und in Klammern nachgestellt: (M) kolluvial überprägt Bei Oberbodenproben (0-20 cm ) wird keine Angabe gemacht (k.A.)

GRZ Horizontgrenze in cm (bei Oberbodenproben 20 cm); bei Sedimentproben auch Tiefe der Entnahme

FORM Horizontform, Schärfe und Lage nach AG BODEN (1996, S. 79/80): di = diffus de = deutlich sc = scharf e = eben h = horizontal w = wellig z = zungenförmig bzw. taschenförmig k = keil- bzw. zapfenförmig s = spalten- bzw. kluftförmig t = tropfenförmig Dort, wo sich die Horizontgrenzen unter dem aufgeschlossen Profil befinden sowie bei den beprobten Oberböden (0-20 cm) steht wird keine Angabe gemacht (k.A.).

Anhang 1.0 225 ___________________________________________________________________________ Profilmerkmale

MAT Beschreibung des Materials bei Zersatzhorizonten; ansonsten k.A.

COL Bodenfarbe nach Munsell Soil Color Charts (1994, rev. Edition)

GEF Gefügeform nach AG BODEN (1996, S. 117-121): ein = Einzelkorngefüge koh = kohärent kru = Krümelgefüge sub = Subpolyedergefüge (aufgeführt sind nur die verwendeten Kürzel)

WUR Durchwurzelungsintensität nach AG BODEN (1996, S. 130): W0 = keine Wurzeln (0 Feinwurzeln / dm) W1 = sehr schwach (1-2 Feinwurzeln / dm) W2 = schwach (3-5 Feinwurzeln / dm) W3 = mittel (6-10 Feinwurzeln / dm) W4 = stark (11-20 Feinwurzeln / dm) W5 = sehr stark (21-50 Feinwurzeln / dm) W6 = extrem stark bis Wurzelfilz (> 50 Feinwurzeln / dm)

VF Verfestigungsgrad nach AG BODEN (1996, S. 122): Vf1 = sehr lose (sehr schwach verfestigt) Vf2 = lose (schwach verfestigt) Vf3 = mittel (mittel verfestigt) Vf4 = fest (stark verfestigt) Vf5 = sehr fest (sehr stark verfestigt)

HUM Kurzbeschreibung der Humusauflage bei Ah-Horizonten (sonst 0)

HUM_M Mächtigkeit des Humusprofils in cm

LD Effektive Lagerungsdichte nach AG BODEN (1996, S. 126): Ld1 = sehr gering Ld2 = gering Ld3 = mittel Ld4 = hoch Ld5 = sehr hoch

FEU Bodenfeuchte nach AG BODEN (1996, S. 113): feu1 = trocken feu2 = schwach feucht feu3 = feucht feu4 = stark feucht feu5 = nass feu6 = stark nass

SKE Beschreibung des Bodenskellets bei Siebung des Bodens

KOL Holzkohle bei Siebung des Bodens (durchschnittlich ca. 1 kg Bodenmaterial): keine = 0 Stücke wenig = 1 bis 3 Stücke mittel = 4 bis 6 Stücke viel = 7-10 Stücke sehr viel = >10 Stücke

ANM Sonstige Anmerkungen

TYP Bodentyp nach FAO; bei kollovial überprägten Böden zusätzlich ein „M“ in Klammern. Bei Horizontproben zum Teil keine Angabe (k.A.).

226 Anhang 1.0 ___________________________________________________________________________

Laboranalysen1)

pH pH-Wert in 1M KCl

Cges_% Gesamtkohlenstoff in % (Elementaranalysator der Firma LECO)

OS_% Organische Substanz in % (Faktor org. Substanz /Mineralboden: 1,724)

Nt Gesamtstickstoff in % (Elementaranalysator der Firma LECO)

C/N Verhältnis von organischem Kohlenstoff (Corg) zu Gesamtstickstoff (Nt)

PHOS Phosphatgehalt (P2O5) in %, CAL-Methode nach Schüller (1969)

KAL Pflanzenverfügbarer Kaliumgehalt (K2O) in %, CAL-Methode nach Schüller (1969)

KAKpot Potenzielle Kationenaustauschkapazität (KAKeff) nach der Methode von Mehlich – DIN 19684, (in mmol/100g)

H_Wert Menge an austauschbar gebundenem H+ - und Al3+ -und Fe3+ -Ionen, kann zur Ermittlung des Kalkbedarfes herangezogen werden

S_Wert Summe der Gehaltswerte austauschbar gebundener, basischer Kationen

V_Wert Basensättigung (Summe von austauschbarem Ca, Mg, Na und K) an der KAKpot

FEO2) Oxalatlösliches (amorphes) Eisen in mg / 100 g

FED2) Dithionitlösliches (pedogenes) Eisen in mg / 100 g

FEO/FED2) Verhältnis von oxalatlöslichem zu dithionitlöslichem Eisen

MNO2) Oxalatlösliches (amorphes) Mangan in mg / 100 g

MND2) Dithionitlösliches (pedogenes) Mangan in mg / 100 g

MNO/MND2) Verhältnis von oxalatlöslichem zu dithionitlöslichem Mangan

gS Grobsand (0,63 - 2,0 mm) in %

mS Mittelsand (0,2 - 0,63 mm) in %

fS Feinsand (0,063 – 0,2 mm) in %

S Sand gesamt in %

gU Grobschluff (0,02 – 0,063 mm) in %

mU Mittelschluff (0,0063 – 0,02 mm) in %

fU Feinschluff (0,002 – 0,0063 mm) in %

U Schluff gesamt in %

T Ton (< 0,002 mm) gesamt in %

ART Bodenart nach AG BODEN (1996, S. 134/135)

1) nicht analysierte Parameter = k.A. (keine Angabe) 2) bei Oberböden (0-20 cm) nicht analysiert

Anhang 1.1 227 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.1: Boden- und Sedimentproben Bergland (1) – Aufnahmesituation P_NR LFD_NR DAT LOK UTM_1 UTM_2 HÖE AUF NEI WOL EXP VEG WT

01 1 01.11.2005 Neu angelegte Gemüsebaufläche am Rio das Bengalas 23K0719620 7531511 816 AH 4 G, X W degradierte Waldfläche, verbuscht WT4 01 2 01.11.2005 Neu angelegte Gemüsebaufläche am Rio das Bengalas 23K0719620 7531511 816 AH 4 G, X W degradierte Waldfläche, verbuscht WT4 01 3 01.11.2005 Neu angelegte Gemüsebaufläche am Rio das Bengalas 23K0719620 7531511 816 AH 4 G, X W degradierte Waldfläche, verbuscht WT4 01 4 01.11.2005 Neu angelegte Gemüsebaufläche am Rio das Bengalas 23K0719620 7531511 816 AH 4 G, X W degradierte Waldfläche, verbuscht WT4 05 12 01.11.2005 Unterlauf Corrego Sujo, Geländeeinschnitt (Hohlform) 23K0720508 7535160 795 AW 4 G, X NW Weide WT4 05 13 01.11.2005 Unterlauf Corrego Sujo, Geländeeinschnitt (Hohlform) 23K0720508 7535160 795 AW 4 G, X NW Weide WT4

11 26 18.02.2005 Waldfläche im Seitental der RJ-130, Fazenda Cantinho 23K0718854 7525742 830 AW 4 G, G SW junges Waldfragment WT3 11 27 18.02.2005 Waldfläche im Seitental der RJ-130, Fazenda Cantinho 23K0718854 7525742 830 AW 4 G, G SW junges Waldfragment WT3 11 28 18.02.2005 Waldfläche im Seitental der RJ-130, Fazenda Cantinho 23K0718854 7525742 830 AW 4 G, G SW junges Waldfragment WT3

16 38 18.03.2005 Straßenaufschluss an RJ-130 bei Vargem Grande 23K0718870 7525747 807 AX 2 X, X O Strauchvegetation (Capoeira) WT3 16 39 18.03.2005 Straßenaufschluss an RJ-130 bei Vargem Grande 23K0718870 7525747 807 AX 2 X, X O Strauchvegetation (Capoeira) WT3 42 97 23.11.2005 Terrassenkörper bei Mottas 23K0730687 7540670 904 AW 3 G, X SO Strauchvegetation (Capoeira) WT4 42 98 23.11.2005 Terrassenkörper bei Mottas 23K0730687 7540670 904 AW 3 G, X SO Strauchvegetation (Capoeira) WT4

43 99 24.11.2005 Aufschluss an RJ-130 bei Bom Sucesso 23K0727907 7536152 877 AH 2 X, G NW Ruderal, Gebüsch WT4 43 100 24.11.2005 Aufschluss an RJ-130 bei Bom Sucesso 23K0727907 7536152 877 AH 2 X, G NW Ruderal, Gebüsch WT4 43 101 24.11.2005 Aufschluss an RJ-130 bei Bom Sucesso 23K0727907 7536152 877 AH 2 X, G NW Ruderal, Gebüsch WT4 17 40 10.11.2005 Aufschluss unter Paraiso (Weggabelung Corrego Sujo) 23K0722111 7535509 800 AW 3 X, X SO lichter, junger Baumbestand WT5 17 41 10.11.2005 Aufschluss unter Paraiso (Weggabelung Corrego Sujo) 23K0722111 7535509 800 AW 3 X, X SO lichter, junger Baumbestand WT5 17 42 10.11.2005 Aufschluss unter Paraiso (Weggabelung Corrego Sujo) 23K0722111 7535509 800 AW 3 X, X SO lichter, junger Baumbestand WT5 17 43 10.11.2005 Aufschluss unter Paraiso (Weggabelung Corrego Sujo) 23K0722111 7535509 800 AW 3 X, X SO lichter, junger Baumbestand WT5

18 44 10.11.2005 Unmittelbar neben Profil 17 23K0722111 7535509 800 AW 3 X, X SO lichter, junger Baumbestand WT5 19 45 10.11.2005 Unmittelbar neben Profil 17 23K0722111 7535509 800 AW 3 X, X SO lichter, junger Baumbestand WT5 29 63 15.11.2005 Straßenaufschluss unterhalb Paraiso Richtung BR 116 23K0722569 7534699 856 AW 4 X, X S Gehölz, Busch WT3 29 64 15.11.2005 Straßenaufschluss unterhalb Paraiso Richtung BR 116 23K0722569 7534699 856 AW 4 X, X S Gehölz, Busch WT3

40 92 23.11.2005 Corrego Sujo (Mittellauf), Aufschluss bei Brücke 23K0725995 7539836 830 AW 5 G, X NW Strauch- und Baumvegetation WT4 40 93 23.11.2005 Corrego Sujo (Mittellauf), Aufschluss bei Brücke 23K0725995 7539836 830 AW 5 G, X NW Strauch- und Baumvegetation WT4 40 94 23.11.2005 Corrego Sujo (Mittellauf), Aufschluss bei Brücke 23K0725995 7539836 830 AW 5 G, X NW Strauch- und Baumvegetation WT4

41 95 23.11.2005 Terrassenkörper (Mittellauf Corrego Sujo) 23K0726519 7540699 840 AW 1 X, X NW Strauchvegetation (Capoeira) WT4 41 96 23.11.2005 Terrassenkörper (Mittellauf Corrego Sujo) 23K0726519 7540699 840 AW 1 X, X NW Strauchvegetation (Capoeira) WT4

228 Anhang 1.1 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.1: Boden- und Sedimentproben Bergland (2) – Horizontmerkmale P_NR LFD_NR HOR GRZ FORM MAT COL GEF

01 1 Ah 20 de, w humoser Oberboden 7,5YR 3/2 (7,5YR 2,5/2) ein-kru 01 2 Bw(M) 80 de, e rotbraunes Kolluvium 5YR 4/6 (7,5YR 4/6) koh 01 3 Bw 150 ohne Erosionsdiskordanz brauner Decklehm 7,5YR 4/4 (10YR 4/6) koh(ein) 01 4 Bws 500+ roter Latosol 2,5YR 4/8 (10R 4/8) koh 05 12 AhBw(M) 50 k.A. Material aus Stoneline 7,5YR 5/6 (5YR 4/6) k.A. 05 13 Bw 150+ k.A. gelbbrauner Decklehm unter Stoneline 10YR 4/6 k.A.

11 26 Ah 15 di, we humoser Oberboden 7,5YR ¾ kru 11 27 Bw(M) 80 de, z gelbbraunes Kolluvium 5YR 5/6 (5YR 4/6) kru-subpol 11 28 Bws -> BswCw 350+ roter Latosol mit Übergang zum Zersatz 2,5YR 4/6 (2,5YR 4/4) koh 16 38 rotbrauner Boden über Stoneline aus ca. 3,0 m unter GOK de, e braune Decke 5YR 5/6 (5YR 5/4) koh 16 39 roter Latosol unter Stoneline aus ca. 3,5 m unter GOK de, e roter Latosol 2,5 YR 4/6 koh

42 97 Bw(M) über Stoneline 150 k.A. braunes Kolluvium 7,5YR 4/4 koh 42 98 BswCw unter Stoneline 400+ k.A. Übergang Latosol / roter Zersatz 2,5YR 4/6 (2,5YR 3/6) ein 43 99 Bw(M1) 70 Stoneline braunes Kolluvium 7,5YR 5/8 (7,5YR 5/6) koh 43 100 Bw(M2) 250 Stoneline braunes Kolluvium 7,5YR 5/8 (5YR 5/8) koh 43 101 Cw 400+ roter Zersatz 10R 5/8 (10R 4/8) koh

17 40 Ah 10 deu, w humoser Oberboden 10YR 2/2 kru 17 41 Bw(M) 40 deu, z dunkelbraunes Kolluvium 7,5YR ¾ ein-kru 17 42 Bw 120 di, we brauner Decklehm 7,5YR 5/6 (10YR 5/6) koh 17 43 Bws -> BswCw 200 gelbroter Latosol mit Übergang zum Zersatz 5YR 5/8 ein-koh 18 44 gelber Zersatz oberflächlich auf Granit k.A. gelber Zersatz 7,5YR 5/8 (10YR 5/8) k.A. 19 45 roter Zersatz aus ca. 1 m unter GOK k.A. roter Zersatz (fest) 10R 4/8 (2,5YR 4/8) k.A. 29 63 gelber Zersatz aus ca. 4 m unter GOK gelber Zersatz (fest) 10R 4/6 (10R 4/8) k.A. 29 64 roter Zersatz aus ca. 4 m unter GOK roter Zersatz (fest) 10YR 4/8 (10YR 5/8) k.A. 40 92 Ah 10 de, we humoser Oberboden 7,5YR 4/4 (5YR 4/3) kru-koh 40 93 Bw 150 de, we (rot)braunes Kolluvium 5YR 4/6 (5YR 5/4) koh 40 94 Bws 300+ roter Latosol über Saprolith 5YR 5/6 (2,5YR 5/6) koh 41 95 Bw(M) aus ca. 4,5 m unter GOK k.A. roter Latosol 5YR 5/8 koh 41 96 Cw aus ca. 6 m unter GOK k.A. Zersatz 10R 4/8 10R 4/6) ein-koh

Anhang 1.1 229 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.1: Boden- und Sedimentproben Bergland (3) – Horizontmerkmale P_NR LFD_NR WUR VF HUM LD FEU SKE KOL ANM TYP

01 1 W5 Vf2 lockere Blattförna, Zweige, Äste Ld2 feu2 sehr viele Quarzkörner viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 01 2 W3 Vf2 Ld3 feu2 sehr viele Quarzkörner wenig Dystric Cambisol (Kolluvium) 01 3 W1(W0) Vf1-2 Ld2 feu1 sehr viele kleine Steine, Quarzkörner keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 01 4 W0 Vf2 Ld4 feu1 kein; nach unten hin vergrust keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 05 12 k.A. k.A. k.A. k.A. Stoneline wenig Dystric Cambisol (Kolluvium) 05 13 k.A. k.A. k.A. k.A. Vergrust keine Dystric Cambisol (Kolluvium)

11 26 W5 Vf2 Of, Oh (5cm) Ld2 feu1 zahlreiche Steinchen, Quarzkörner viel Termiten, Grabgänge Dystric Cambisol (Kolluvium) 11 27 W4 Vf3 Ld3 feu1 größere Saprolithstücke, Quarzkörner wenig Dystric Cambisol (Kolluvium) 11 28 W2 Vf3 Ld3 feu1 Saprolithstücke keine grusig, heterogen Dystric Cambisol (Kolluvium)

16 38 W0 Vf2 Ld2 feu1 Saprolithstücke, Quarzkörner keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 16 39 W0 Vf3 Ld3 feu1 einzelne Quarzkörner keine Dystric Cambisol (Kolluvium)

42 97 W0 Vf2 Ld2 feu1 Quarzkörner, Saprolithstücke viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 42 98 W0 Vf1 Ld1 feu1 Quarzkörner, Saprolithstücke keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 43 99 W0 Vf3 Ld3 feu1 Saprolithstücke, Quarzkörner viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 43 100 W0 Vf3 Ld3 feu1 viele Quarzstücke (deutlich mehr als M1) keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 43 101 W0 Vf3 Ld3 feu1 viele rote Saprolithstücke keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 17 40 W5 Vf2 lockere Blattförna, Zweige Ld2 feu2 kleinere Saprolithstücke keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 17 41 W4 Vf1 Ld1 feu2 kleinere Saprolithstücke, Mangan keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 17 42 W1 Vf2 Ld1 feu1 zahlreiche Quarzkörner, Saprolithstücke keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 17 43 W0 Vf2 Ld2 feu1 zahlreiche Saprolithstücke keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 18 44 W0 Vf5 k.A. feu2 k.A. k.A. Rostflecken, Bänderung k.A. 19 45 W0 Vf5 k.A. feu1 k.A. k.A. k.A. 29 63 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. gelb und rot gebändert k.A. 29 64 k.A. k.A. . k.A. k.A. k.A. k.A. gelb und rot gebändert k.A. 40 92 W4 Vf1 schwach humos, kein Wurzelfilz Ld1 feu1 zahlreiche Saprolithstücke (rot) keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 40 93 W1 Vf3 Ld4 feu1 zahlreiche Saprolithstücke, Quarzkörner keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 40 94 W0 Vf2 Ld3 feu1 zahlreiche Saprolithstücke, Quarzkörner keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 41 95 W0 Vf2-3 Ld3 feu1 zahlreiche Quarzkörner keine sehr hart und trocken k.A. 41 96 W0 Vf1 Ld2 feu1 wenige Quarzkörner keine weich, gelbe Bänder k.A.

230 Anhang 1.1 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.1: Boden- und Sedimentproben Bergland (4) – Bodenchemische Kennwerte P_NR LFD_NR pH Cges_% OS_% Nt C/N PHOS KAL KAKpot H_Wert S_Wert V_Wert FEO FED FEO/FED MNO MND MNO/MND

01 1 4,70 2,02 3,48 0,15 13,5 0,93 11,74 12,69 9,98 2,71 21,36 0,066 1,731 0,038 0,015 0,021 0,711 01 2 4,07 1,01 1,74 0,11 9,6 0,08 6,75 9,12 8,99 0,13 1,45 0,059 3,474 0,017 0,004 0,010 0,406 01 3 4,07 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,13 4,00 3,24 3,00 0,25 7,62 0,035 1,353 0,026 0,011 0,024 0,465 01 4 4,73 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,30 3,50 5,10 5,00 0,10 2,01 0,054 4,260 0,013 0,001 0,017 0,059 05 12 5,00 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,052 3,338 0,016 0,001 0,003 0,187 05 13 5,10 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,047 5,392 0,009 0,001 0,004 0,154

11 26 4,40 2,77 4,78 0,30 9,2 1,05 12,00 18,68 15,99 2,69 14,40 0,138 2,716 0,050 0,034 0,043 0,800 11 27 4,51 0,86 1,48 0,07 12,3 0,25 2,25 10,30 9,99 0,31 3,00 0,052 3,441 0,020 0,009 0,022 0,410 11 28 5,28 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,25 1,00 4,12 4,00 0,12 2,80 0,018 2,604 0,010 0,007 0,026 0,270

16 38 4,49 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,010 3,720 0,003 <0,001 0,011 0,007 16 39 5,57 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,018 2,923 0,006 <0,001 0,005 0,011

42 97 5,02 1,09 1,88 0,07 15,6 0,38 5,00 9,04 6,49 2,55 28,20 0,227 3,178 0,072 0,005 0,008 0,599 42 98 4,24 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,064 2,544 0,025 0,020 0,037 0,551 43 99 4,93 0,19 0,33 0,04 4,9 0,63 5,49 6,31 5,99 0,32 5,00 0,020 2,807 0,007 <0,001 0,002 0,056 43 100 4,72 0,14 0,24 0,03 4,7 0,59 3,75 5,19 5,00 0,19 3,70 0,030 3,017 0,010 <0,001 0,004 0,012 43 101 4,22 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,46 2,75 5,27 5,00 0,27 5,20 0,032 3,700 0,009 <0,001 0,004 0,021 17 40 4,07 1,82 3,14 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,150 2,087 0,072 0,002 0,004 0,477 17 41 4,08 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,165 1,553 0,106 0,002 0,002 0,949 17 42 4,23 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,136 3,298 0,041 0,002 0,003 0,548 17 43 4,70 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,030 3,361 0,009 0,001 0,005 0,185 18 44 4,19 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,006 1,029 0,006 <0,001 0,001 0,120 19 45 4,67 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,025 2,617 0,010 <0,001 0,004 0,042 29 63 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 29 64 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 40 92 4,20 1,53 2,64 0,12 12,8 0,42 4,50 16,17 15,50 0,67 4,20 0,247 2,535 0,097 0,003 0,007 0,397 40 93 4,84 0,23 0,4 0,02 10,5 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,030 3,266 0,009 <0,001 0,004 0,062 40 94 4,86 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,034 2,262 0,015 <0,001 0,005 0,062 41 95 4,92 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,002 2,968 0,001 <0,001 0,004 0,019 41 96 4,24 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,014 1,867 0,007 <0,001 0,003 0,012

Anhang 1.1 231 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.1: Boden- und Sedimentproben Bergland (5) – Korngrößen P_NR LFD_NR gS mS fS S gU mU fU U T ART

01 1 39,02 22,59 5,53 67,14 2,32 2,20 2,69 7,21 25,65 Ts401 2 22,83 10,82 5,00 38,65 2,47 3,59 3,46 9,52 51,83 Ts201 3 26,53 22,97 11,89 61,39 8,06 9,36 4,94 22,36 16,25 Sl401 4 21,68 10,03 4,31 36,02 3,38 7,05 10,29 20,72 43,26 Lts05 12 11,06 15,09 8,74 34,89 5,68 5,26 8,17 19,11 46,00 Tl05 13 11,47 16,43 8,30 36,20 3,79 6,18 6,75 16,72 47,08 Tl

11 26 18,94 20,10 6,20 45,24 4,17 4,91 5,77 14,85 39,90 Ts311 27 13,35 14,14 6,18 33,67 6,63 7,00 9,34 22,97 43,36 Lts11 28 17,33 20,22 10,16 47,71 12,83 14,2 9,21 36,24 16,06 Sl4

16 38 15,66 15,78 6,80 38,24 10,63 15,8 10,06 36,49 25,28 Lt216 39 10,68 12,32 5,45 28,45 3,93 3,28 6,29 13,50 58,05 Ts2

42 97 12,08 14,29 8,81 35,18 5,50 3,62 4,75 13,87 50,96 Ts242 98 28,52 26,72 5,89 61,13 9,39 14,28 6,74 30,41 8,46 Sl343 99 10,12 11,28 8,07 29,47 3,04 4,23 3,44 10,71 59,81 Ts243 100 13,61 11,92 7,00 32,53 4,85 7,07 7,20 19,12 48,34 Tl43 101 5,51 7,72 15,05 28,28 13,44 13,00 9,79 36,23 35,50 Lt317 40 17,63 27,20 10,35 55,18 4,37 1,75 3,75 9,87 34,96 Ts417 41 14,74 18,50 7,99 41,23 3,95 3,69 5,67 13,31 45,46 Ts217 42 14,56 16,38 7,44 38,38 3,47 2,19 4,12 9,78 51,85 Ts217 43 24,32 17,22 11,71 53,25 6,85 5,64 5,51 18,00 28,75 Lts18 44 21,86 39,24 15,17 76,27 6,68 4,65 3,10 14,43 9,31 Sl319 45 16,27 18,23 12,75 47,25 7,36 6,39 5,55 19,30 33,46 Lts29 63 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.29 64 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.40 92 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.40 93 20,25 14,91 8,05 43,21 3,20 3,56 3,69 10,45 46,34 Ts240 94 25,28 14,26 7,47 47,01 3,63 3,89 5,83 13,35 39,64 Ts341 95 9,53 13,37 7,10 30,00 3,08 3,35 4,68 11,11 58,89 Ts241 96 9,05 26,65 7,24 42,94 11,18 22,36 8,22 41,76 15,29 Slu

232 Anhang 1.2 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.2: Gebirgsfuß und Küstenebene (1) – Aufnahmesituation P_NR LFD_NR DAT LOK UTM_1 UTM_2 HÖE AUF NEI WOL EXP VEG WT

07 18 04.11.2005 Bach bei Guapimirim 23K0706596 7505791 47 AP 0 0 0 Ruderalstandort WT4

08 19 04.11.2005 Weide an Sportplatz 23K0721352 7509003 34 A 3 V, X SO Weide WT4 08 20 04.11.2005 Weide an Sportplatz 23K0721352 7509003 34 A 3 V, X SO Weide WT4 08 21 04.11.2005 Weide an Sportplatz 23K0721352 7509003 34 A 3 V, X SO Weide WT4 08 22 04.11.2005 Weide an Sportplatz 23K0721352 7509003 34 A 3 V, X SO Weide WT4 09 23 04.11.2005 Straßenaufschluss 23K0721609 7506787 33 AW 2 V, X SW Weide WT4 09 24 04.11.2005 Straßenaufschluss 23K0721609 7506787 33 AW 2 V, X SW Weide WT4

33 70 21.11.2005 Halbe Orange 23K0717335 7503980 39 A 5 X, X NW Weide WT4 33 71 21.11.2005 Halbe Orange 23K0717335 7503980 39 A 5 X, X NW Weide WT4

34 72 21.11.2005 Waldstandort östlich Guapimirim 23K0719884 7511055 45 Aufschluss Wasserleitung 1 X, G SO Wald, gestört WT4 34 73 21.11.2005 Waldstandort östlich Guapimirim 23K0719884 7511055 45 Aufschluss Wasserleitung 1 X, G SO Wald, gestört WT4 34 74 21.11.2005 Waldstandort östlich Guapimirim 23K0719884 7511055 45 Aufschluss Wasserleitung 1 X, G SO Wald, gestört WT4

35 75 21.11.2005 Bachaue 23K0720993 7510392 22 Bachanschnitt 0 0 0 Ufervegetation WT4 35 76 21.11.2005 Bachaue 23K0720993 7510392 22 Bachanschnitt 0 0 0 Ufervegetation WT4 35 77 21.11.2005 Bachaue 23K0720993 7510392 22 Bachanschnitt 0 0 0 Ufervegetation WT4

36 78 21.11.2005 junger Waldstandort 23K0721758 7505681 26 Parkplatz vor Haus 3 G, X S Wald, jung WT4 36 79 21.11.2005 junger Waldstandort 23K0721758 7505681 26 Parkplatz vor Haus 3 G, X S Wald, jung WT4 36 80 21.11.2005 junger Waldstandort 23K0721758 7505681 26 Parkplatz vor Haus 3 G, X S Wald, jung WT4 36 81 21.11.2005 junger Waldstandort 23K0721758 7505681 26 Parkplatz vor Haus 3 G, X S Wald, jung WT4

Anhang 1.2 233 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.2: Gebirgsfuß und Küstenebene (2) – Horizontmerkmale P_NR LFD_NR HOR GRZ FORM MAT COL GEF WUR VF HUM LD FEU

07 18 AQ 120 de, we Auensediment 10YR 5/8 ein W1 Vf2 0 Ld3 feu4

08 19 Ah 5 de, e humoser Oberboden 10YR 4/3 kru W5 Vf2 0 Ld2 feu3 08 20 Bw(M1) 20 di, we gelbbraunes Kolluvium 10YR 5/6 (10YR 6/6) ein W3 Vf2 0 Ld2 feu3 08 21 Bw(M2) 50 di, we gelbbraunes Kolluvium 10YR 5/8 (10YR 6/8) ein W2 Vf2 0 Ld2 feu3 08 22 Bw(M3) 100+ di, we gelbbraunes Kolluvium 10YR 5/8 ein-koh W1 Vf2 0 Ld2 feu2

09 23 Ah 10 de, we humoser Oberboden 10YR 4/3 (10YR3/3) kru W5 Vf2 0 Ld2 feu3 09 24 Bw 200+ 0 brauner Boden (Decklehm) 7,5YR 4/4 (10YR 3/6) koh W3 Vf2 0 Ld2 feu2

33 70 Bw 120 de brauner Boden (Decklehm) 7,5YR 5/6 (5YR5/6) koh W5 Vf3 0 Ld3 feu3 33 71 Bws 200+ Latosol/Zersatz 10R 4/6 (2,5YR 4/6) koh W3 Vf3 0 Ld3 feu2

34 72 Ah 15 di, we humoser Oberboden 7,5YR 4/4 kru W6 Vf1 Blattförna, Zweige Ld2 feu2 34 73 Bw(M1) 60 di, we M1 7,5YR 5/8 koh-(ein) W4 Vf2 0 Ld2 feu2 34 74 Bw(M2) 150+ M2 7,5YR 5/8 (5YR 4/6) koh-(ein) W2 Vf2 0 Ld2 feu3

35 75 Ah 15 de, e humoser Oberboden 2,5YR 3/2 (5YR 3/2) ein W5 Vf1 0 Ld1 feu2 35 76 Cg 60 de, e Auensediment 2,5YR 5/3 (2,5YR 5/4) ein W2 Vf1 0 Ld1 feu3 35 77 2Cg 110 Auensediment 2,5YR 4/2 (2,5YR 4/3) ein W0 Vf2 0 Ld2 feu5

36 78 Ah 5 de, e humoser Oberboden 10YR 3/3 (10YR 3/4) ein-kru(koh) W4 Vf2 Blattförna, Zweige Ld2 feu1 36 79 Bwg(M) 150 Steinlage gelbbraunes Kolluvium 10YR 5/8 ein-koh W2 Vf2 0 Ld2 feu1 36 80 BswCwg 200 de, e roter Latosol, Oxidationsmerkmale 2,5YR 8/3 (2,5 YR 8/2) koh W0 Vf3 0 Ld3 feu2 36 81 Cw 350+ roter Zersatz, Reduktionsmerkmale 10R 5/8 koh W0 Vf3 0 Ld3 feu2

234 Anhang 1.2 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.2: Gebirgsfuß und Küstenebene (3) – Horizontmerkmale P_NR LFD_NR SKE KOL ANM TYP

07 18 hoher Anteil an Steinen, Quarzstücken, Saprolith keine Umbric Fluvisol

08 19 geringer Anteil kleinerer Steine keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 08 20 zahlreiche kleinere Steine und Quarzkörner viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 08 21 zahlreiche kleinere Steine und Quarzkörner keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 08 22 zahlreiche kleinere Steine und Quarzkörner keine Dystric Cambisol (Kolluvium) 09 23 wenige Steinchen und Quarzkörner viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 09 24 wenige Steinchen und Quarzkörner keine Dystric Cambisol (Kolluvium)

33 70 größere Quarzkörner keine Dystric Cambisol 33 71 zahlreiche Saprolithstücke keine Dystric Cambisol

34 72 zahlreiche Steine und Quarzkörner keine große Blöcke und Steine im gesamten Profil Dystric Cambisol (Kolluvium) 34 73 zahlreiche Steine und Quarzkörner viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 34 74 zahlreiche Steine und Quarzkörner viel Dystric Cambisol (Kolluvium)

35 75 kein keine Umbric Fluvisol 35 76 wenige kleinere Saprolithstückchen, Glimmer wenig Umbric Fluvisol 35 77 Glimmer keine Umbric Fluvisol

36 78 zahlreiche kleinere Steine, Saprolith, Quarz viel nach Angaben des Eigentümers seit ca. 1970 Wald; vorher Maracuja Dystric Cambisol (Unterhangkolluvium) 36 79 zahlreiche kleinere Steine, Saprolith, Quarz keine Dystric Cambisol (Unterhangkolluvium) 36 80 zahlreiche kleinere und größere Steine, Saprolith, Quarz keine Dystric Cambisol (Unterhangkolluvium) 36 81 Saprolith keine Dystric Cambisol (Unterhangkolluvium)

Anhang 1.2 235 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.2: Gebirgsfuß und Küstenebene (4) – Bodenchemische Kennwerte P_NR LFD_NR pH Cges_% OS_% Nt C/N PHOS KAL KAKpot H_Wert S_Wert V_Wert FEO FED FEO/FED MNO MND MNO/MND

07 18 4,43 0,26 0,45 0,03 10,0 0,17 0,50 4,28 4,00 0,28 6,49 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

08 19 4,40 1,88 3,24 0,13 14,0 2,61 14,99 6,92 5,50 1,43 20,61 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 08 20 4,02 0,42 0,72 0,06 7,5 0,55 3,50 6,33 5,99 0,34 5,30 0,055 1,121 0,049 0,001 0,002 0,399 08 21 4,10 0,29 0,50 0,04 7,1 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,050 1,040 0,048 0,001 0,002 0,514 08 22 4,09 0,28 0,48 0,04 6,7 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,040 1,162 0,034 0,001 0,001 0,365 09 23 4,25 2,06 3,55 0,14 14,8 0,76 4,00 16,05 14,98 1,07 6,70 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 09 24 4,42 0,77 1,33 0,07 10,4 0,29 1,00 10,76 10,50 0,27 2,50 0,027 4,039 0,007 <0,001 0,003 0,033

33 70 3,84 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,035 3,154 0,011 <0,001 0,005 0,020 33 71 4,28 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,040 4,305 0,009 <0,001 0,014 0,018

34 72 3,94 1,98 3,41 0,13 14,8 0,76 3,00 15,63 15,47 0,16 1,00 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 34 73 4,16 1,04 1,79 0,08 12,7 0,34 0,75 9,66 9,49 0,18 1,80 0,111 1,997 0,056 <0,001 0,001 0,154 34 74 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

35 75 4,32 1,09 1,88 0,10 11,2 1,55 3,00 7,96 6,50 1,47 18,40 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 35 76 4,73 0,23 0,40 0,05 5,1 1,18 4,50 3,75 2,99 0,76 20,20 0,075 0,271 0,278 0,002 0,003 0,777 35 77 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

36 78 3,92 1,25 2,16 0,11 11,6 0,50 3,25 10,67 10,49 0,19 1,80 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 36 79 4,10 0,30 0,52 0,07 4,6 1,55 0,50 5,07 4,99 0,08 1,50 0,025 1,193 0,021 <0,001 0,001 0,191 36 80 4,12 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,25 0,50 4,60 4,50 0,10 2,30 0,008 2,882 0,003 <0,001 0,001 0,043 36 81 4,30 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

236 Anhang 1.2 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.2: Gebirgsfuß und Küstenebene (5) – Korngrößen P_NR LFD_NR gS mS fS S gU mU fU U T ART

07 18 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

08 19 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.08 20 16,19 28,13 15,42 59,74 4,35 2,86 5,17 12,11 27,89 Ts408 21 17,64 27,89 15,31 60,84 4,49 3,23 3,79 14,30 27,64 Ts408 22 13,00 33,40 13,80 60,20 6,02 2,19 3,15 17,46 28,46 Lts09 23 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.09 24 3,51 8,67 9,24 21,42 4,86 2,50 7,36 14,72 63,86 Ts2

33 70 6,11 13,47 7,48 27,06 3,74 3,87 6,95 14,56 58,37 Ts233 71 8,02 17,57 7,99 33,58 7,27 13,17 13,31 33,75 32,66 Lt2

34 72 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.34 73 13,46 30,79 13,89 58,14 4,27 4,15 3,05 11,47 30,39 Ts434 74 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

35 75 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.35 76 5,51 68,80 19,41 93,72 2,06 0,80 0,80 3,66 2,63 Ss35 77 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

36 78 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.36 79 13,62 20,36 9,90 43,88 4,57 1,68 5,05 11,30 44,82 Ts336 80 15,68 19,85 10,21 45,74 7,14 16,24 13,17 36,55 17,72 Ls336 81 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

Anhang 1.3 237 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.3: Nationalpark „Serra dos Órgãos“, oberhalb 1000 m. ü. M. (1 und 2): Oberböden – Aufnahmesituation und Horizontmerkmale P_NR LFD_NR DAT LOK UTM_1 UTM_2 HOE AUF NEI WOL EXP VEG WT HOR GRZ FORM COL GEF

20 46 12.11.2005 Plot 21 23K0706034 7515396 1139 GG N2 G, X O FL WT5 k.A. 20 k.A. 7,5YR 2,5/2 (7,5YR 3/2) kru-ein 51 112 27.11.2005 Plot 1 23K0707049 7515766 1196 GG N2 G, X N FL WT6 k.A. 20 k.A. 10YR 2/1 (10YR 2/2) kru 52 113 27.11.2005 Plot 1 23K0707049 7515766 1196 GG N2 G, X N FL WT6 k.A. 20 k.A. 10YR 2/2 (10YR 2/1) kru 53 114 27.11.2005 Plot 2 23K0706985 7515760 1196 GG N3 V, V N FL WT6 k.A. 20 k.A. 7,5 YR 3/3 kru-ein 54 115 27.11.2005 Plot 2 23K0706985 7515760 1196 GG N3 V, V N FL WT6 k.A. 20 k.A. 7,5 YR 3/3 kru-ein 55 116 27.11.2005 Plot 17 23K0706111 7515374 1130 GG N3 G,G O FL WT6 k.A. 20 k.A. 7,5 YR 3/4 (7,5 YR 3/3) kru 57 117 27.11.2005 Plot 18 23K0705819 7515497 1128 GG N4 G,G O FL WT6 k.A. 20 k.A. 7,5YR 3/4 (7,5YR 4/4) kru-ein 62 125 14.01.2005 Plot 7 23K0704647 7515799 1476 GG N3 G, V NO FL WT6 k.A. 20 k.A. 10YR 2/2 kru 63 126 14.01.2005 Plot 7 23K0704647 7515799 1476 GG N3 G, V NO FL WT6 k.A. 20 k.A. 10YR 3/3 kru-subpol 64 127 14.01.2005 Plot 8 23K0704599 7515788 1500 GG N5 G, V NO FL WT6 k.A. 20 k.A. 10YR 2/2 kru-subpol 12 29 10.03.2005 Wanderweg 23K0704798 7515991 1520 AW N6 G, V NO FL WT4 Ah 10 de, we 10YR 3/4 ein-kru 14 32 10.03.2005 Wanderweg 23K0705002 7516147 1400 AW N6 G, X N FL WT3 Ah 15 di, we 10YR 3/6 ein-kru 15 35 10.03.2005 Wanderweg 23K0705384 7516111 1320 AW N6 X, X NO FL WT3 Ah 10 de, we 10YR 3/6 (10YR 4/6) kru

P_NR LFD_NR WUR VF HUM HUM_M LD FEU SKE KOL ANM TYP

20 46 W6 Vf2 Wurzelfilz, Blattförna 2 Ld1 feu2 kein keine Granitblöcke Dystric Cambisol 51 112 W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 5 Ld1 feu3 Zersatzstücke, Quarzkörner sehr viel Brandspuren (Boden, Termitenhügel, Zweige) Dystric Cambisol 52 113 W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 5 Ld1 feu2 Quarzkörner viel Brandspuren, Probenahme auf Anhäufung Dystric Cambisol 53 114 W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 5 Ld1 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner viel Brandspuren, Probenahme an ebener Stelle Dystric Cambisol 54 115 W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 4 Ld1 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner viel Brandspuren, Probenahme an steiler Stelle Dystric Cambisol 55 116 W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 3 Ld1 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner keine Dystric Cambisol 57 117 W6 Vf2 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 3 Ld2 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner keine Dystric Cambisol 62 125 W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 4 Ld2 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner keine Probename an Hang Dystric Cambisol 63 126 W6 Vf2 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 15 Ld2 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner keine Probenahme in Rinne Dystric Cambisol 64 127 W6 Vf2 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 3 Ld2 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner keine Dystric Cambisol 12 29 W5 Vf2 spärliche Auflage 2 Ld2 feu3 kleine Zersatzstücke keine Dystric Cambisol 14 32 W6 Vf2 spärliche Auflage, Wurzelfilz 2 Ld1 feu2 größere Steine, Zersatz keine Dystric Cambisol 15 35 W6 Vf2 Wurzelfilz, Blattförna 3 Ld2 feu2 kleinere Saprolithstücke keine Pseudosand Dystric Cambisol

238 Anhang 1.3 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.3: Nationalpark „Serra dos Órgãos“, oberhalb 1000 m. ü. M. (3): Oberböden – Bodenchemische Kennwerte und Korngrößen P_NR LFD_NR pH Cges_% OS_% Nt C/N PHOS KAL KAKpot H_Wert S_Wert V_Wert gS mS fS S gU mU KG _fU U KG_T ART

20 46 3,75 6,18 10,65 0,58 10,6 3,30 13,74 36,39 34,98 1,41 3,90 22,66 35,40 13,62 71,68 7,22 3,89 3,22 14,33 13,99 Sl4 51 112 3,75 5,04 8,69 0,36 14,1 1,48 5,99 24,40 23,97 0,43 1,76 17,09 43,05 17,19 77,33 7,02 4,80 3,57 15,39 7,27 Sl2 52 113 3,75 3,43 5,91 0,27 12,5 1,48 4,24 21,80 21,47 0,33 1,53 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 53 114 3,77 4,26 7,34 0,34 12,5 1,27 5,49 23,71 23,48 0,23 0,97 18,24 38,48 15,61 72,33 3,85 3,35 4,09 11,29 16,37 Sl4 54 115 3,84 3,54 6,10 0,30 11,9 1,23 6,25 18,31 17,99 0,32 1,74 17,72 43,32 16,03 77,07 3,66 2,56 3,05 9,27 13,66 St2 55 116 3,90 3,42 5,90 0,30 11,4 2,33 9,25 18,73 18,00 0,73 3,88 21,47 31,13 10,61 63,21 5,11 4,99 5,36 15,46 21,32 Ls4 57 117 4,03 3,42 5,90 0,27 12,9 0,89 6,49 20,25 20,00 0,26 1,27 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 62 125 3,88 7,04 12,14 0,50 14,0 12,28 11,24 38,99 35,45 3,54 9,09 21,53 41,94 18,86 82,33 4,06 3,33 3,19 10,58 7,10 Sl2 63 126 4,17 4,50 7,76 0,41 11,0 6,23 5,25 37,71 36,95 0,75 2,00 22,16 34,46 13,82 70,44 4,57 5,11 2,15 11,83 17,74 St3 64 127 4,11 6,18 10,65 0,39 15,7 4,11 3,50 54,62 54,48 0,14 0,25 30,89 30,26 13,50 74,65 4,54 5,42 5,30 15,26 10,09 Sl3 12 29 5,06 4,14 7,14 0,37 11,2 0,97 17,49 32,34 28,46 3,88 12,00 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 14 32 4,34 3,20 5,52 0,28 11,4 1,01 4,75 28,32 27,97 0,36 1,30 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 15 35 4,21 4,05 6,98 0,34 12,0 2,12 7,75 34,47 33,48 1,00 2,90 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

Anhang 1.3 239 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.3: Nationalpark „Serra dos Órgãos“ (4): Profile – Aufnahmesituation und Horizontmerkmale P_NR LFD_NR DAT LOK UTM_1 UTM_2 HOE AUF NEI WOL EXP VEG WT HOR GRZ FORM MAT

10 25 12.10.2005 unterhalb Pedra do Sino 23K0703511 7515512 2100 AN N4 G,X NO CA WT4 Ah 10 sc Rohboden

12 29 10.03.2005 Teresópolis, Wanderweg 23K0704798 7515991 1520 AW N6 G,V NO FL WT4 Ah 10 de, we humoser Oberboden 12 30 10.03.2005 Teresópolis, Wanderweg 23K0704798 7515991 1520 AW N6 G,V NO FL WT4 C 100+ k.A. gelblich-brauner Zersatz

13 31 10.03.2005 Teresópolis, Wanderweg 23K0705105 7516222 1350 AW N5 G,V NO FL WT4 C 120+ k.A. olivbrauner Zersatz mit weißem Kaolinit

14 32 10.03.2005 Teresópolis, Wanderweg 23K0705002 7516147 1400 AW N6 G,X N FL WT3 Ah 15 di, we humoser Oberboden 14 33 10.03.2005 Teresópolis, Wanderweg 23K0705002 7516147 1400 AW N6 G,X N FL WT3 Bw 80 de, e brauner Boden 14 34 10.03.2005 Teresópolis, Wanderweg 23K0705002 7516147 1400 AW N6 G,X N FL WT3 BwC 110+ k.A. brauner Boden, Übergang zum Zersatz

15 35 10.03.2005 Teresópolis, Wanderweg 23K0705384 7516111 1320 AW N6 X,X NO FL WT3 Ah 10 de, we humoser Oberboden 15 36 10.03.2005 Teresópolis, Wanderweg 23K0705384 7516111 1320 AW N6 X,X NO FL WT3 Bw 60 di, we gelbbrauner Boden 15 37 10.03.2005 Teresópolis, Wanderweg 23K0705384 7516111 1320 AW N6 X,X NO FL WT3 C 120+ k.A. olivbrauner Zersatz

20 46 12.11.2005 Plot 21 23K0706034 7515396 1139 GG N2 G,X O FL WT5 Ah 20 de, e humoser Oberboden 20 47 12.11.2005 Plot 21 23K0706034 7515396 1139 GG N2 G,X O FL WT5 Bw 60 de, e dunkelbrauner Boden 20 48 12.11.2005 Plot 21 23K0706034 7515396 1139 GG N2 G,X O FL WT5 BwC 80+ k.A. brauner Boden, Übergang zum Zersatz

56 117 27.11.2005 Plot 18 23K0705819 7515497 1128 GG N4 G,G O FL WT6 Ah 5 de, we humoser Oberboden 58 119 27.11.2005 Wegböschung über Plot 18 23K0705810 7515512 1139 AW N4 G,G O FL WT6 C 100 k.A. roter Zersatz 59 120 27.11.2005 Wegböschung über Plot 18 23K0705810 7515512 1139 AW N4 G,G O FL WT6 C 100+ k.A. brauner Zersatz, rote Komponenten 60 121 27.11.2005 Wegböschung über Plot 18 23K0705810 7515512 1139 AW N4 G,G O FL WT6 C 80 k.A. Pseudosand 61 122 14.01.2005 Plot 7 23K0704647 7515799 1476 GG N3 G,V O FL WT6 Ah 10 de humoser Oberboden 61 123 14.01.2005 Plot 7 23K0704647 7515799 1476 GG N3 G,V O FL WT6 Bw 40 de dunkelbrauner Boden 61 124 14.01.2005 Plot 7 23K0704647 7515799 1476 GG N3 G,V O FL WT6 BwC 70+ k.A. gelbbrauner Boden, Übergang Zersatz

37 82 22.11.2005 Guapimirim 23K0705349 7511301 470 AW N6 G,G O FL WT5 Ah 15 de, we humoser Oberboden 37 83 22.11.2005 Guapimirim 23K0705349 7511301 470 AW N6 G,G O FL WT5 Bw(M) 60 di, z gelbbraunes Kolluvium 37 84 22.11.2005 Guapimirim 23K0705349 7511301 470 AW N6 G,G O FL WT5 2Bw(M) 90+ k.A. gelbbraunes Kolluvium

240 Anhang 1.3 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.3: Nationalpark „Serra dos Órgãos“ (5): Profile – Horizontmerkmale P_NR LFD_NR COL GEF WUR VF HUM HUM_M LD FEU SKE KOL ANM TYP

10 25 10YR 2/1 ein W6 Vf1 Rohhumus / Mineralboden 12 Ld1 feu2 Steine, Quarzkörner keine Dystric Leptosol

12 29 10YR 3/4 ein-kru W5 Vf1 spärliche Auflage 2 Ld2 feu3 Zersatzstücke keine Dystric Regosol 12 30 10YR 5/8 (10YR 4/6) ein W4 Vf1 0 Ld2 feu3 Zersatzstücke, Quarz keine Dystric Regosol 13 31 2,5Y 5/3 (2,5Y 5/4) ein W6 Vf1 0 Ld1 feu3 Quarzkörner, Steine keine Dystric Cambisol 14 32 10YR 3/6 ein-kru W6 Vf1 spärliche Auflage, Wurzelfilz 2 Ld1 feu2 größere Steine (3-5cm) keine Dystric Cambisol 14 33 7,5YR 4/6 ein-koh W4 Vf1 0 Ld1 feu2 größere Steine (3-5cm) keine Dystric Cambisol 14 34 7,5YR 5/6 ein-koh W2 Vf1 0 Ld2 feu2 kleine Zersatzstücke keine Dystric Cambisol

15 35 10YR 3/6 (10YR 4/6) kru W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna 3 Ld2 feu2 kleine Zersatzstücke keine Dystric Cambisol 15 36 10YR 4/6 ein-koh W5 Vf1 0 Ld2 feu2 Zersatzstücke keine Dystric Cambisol 15 37 2,5Y 5/3 (2,5Y 5/4) ein-koh W2 Vf1 0 Ld2 feu2 Zersatzstücke keine Dystric Cambisol

20 46 7,5YR 2,5/2 (7,5YR 3/2) kru W6 Vf2 Wurzelfilz, Blattförna 2 Ld1 feu2 Kein keine Blöcke Dystric Cambisol 20 47 10YR 3/3 kru W5 Vf2 0 Ld2 feu2 Zersatzstücke keine Dystric Cambisol 20 48 7,5YR 5/8 koh W3 Vf3 0 Ld3 feu3 Zersatzstücke keine Dystric Cambisol

56 117 7,5YR 3/3 (7,5YR 2,5/3) kru W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 2 Ld1 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner viel Dystric Cambisol 58 119 10R 4/8 koh W2 Vf2 0 Ld2 feu2 Zersatzstücke, Kaolinit keine k.A. 59 120 7,5YR 4/6 (7,5YR 4/4) koh W2 Vf3 0 Ld3 feu3 Zersatzstücke keine k.A. 60 121 10YR 5/6 koh W2 Vf3 0 Ld3 feu4 Zersatzstücke keine k.A. 61 122 7,5YR 2,5/2 kru W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 15 Ld2 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner keine Dystric Cambisol 61 123 7,5YR 3/3 ein W5 Vf2 0 Ld2 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner keine Dystric Cambisol 61 124 10YR 4/4 (10YR 5/4) ein W2 Vf1 0 Ld2 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner keine Dystric Cambisol

37 82 10YR 3/2 (10YR 2/2) kru W6 Vf1 Wurzelfilz, Blattförna, Zweige 3 Ld1 feu2 viele Steine, Quarz, Holz keine D. Cambisol (Kolluvium) 37 83 10YR3/4 (10YR 4/4) kru-koh W4 Vf1 0 Ld1 feu2 viele Steine, Quarz, Holz keine D. Cambisol (Kolluvium) 37 84 10YR 5/8 (10YR 4/6) ein-koh W2 Vf1 0 Ld2 feu2 viele Steine, Quarz keine D. Cambisol (Kolluvium)

Anhang 1.3 241 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.3: Nationalpark „Serra dos Órgãos“ (6): Profile – Bodenchemische Kennwerte P_NR LFD_NR pH Cges_% OS_% Nt C/N PHOS KAL KAKpot H_Wert S_Wert V_Wert FEO FED FEO/FED MNO MND MNO/MND

10 25 3,69 5,54 9,55 0,51 10,8 2,80 10,75 22,64 21,99 0,65 2,90 0,081 0,112 0,722 <0,001 0,001 0,200

12 29 5,06 4,14 7,14 0,37 11,2 0,97 17,49 32,34 28,46 3,88 12,00 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 12 30 4,80 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,72 4,50 18,26 17,99 0,28 1,50 0,660 1,461 0,452 0,001 0,006 0,126 13 31 4,89 k.A. k.A. k.A. k.A. 1,99 1,25 21,12 21,00 0,12 0,60 0,057 0,171 0,332 0,001 0,009 0,103 14 32 4,34 3,20 5,52 0,28 11,4 1,01 4,75 28,32 27,97 0,36 1,30 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 14 33 4,83 1,38 2,38 0,10 13,5 1,35 1,25 21,00 20,99 0,01 0,00 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 14 34 5,00 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,68 2,25 14,11 14,00 0,11 0,80 1,328 1,816 0,731 0,001 0,001 0,701

15 35 4,21 4,05 6,98 0,34 12,0 2,12 7,75 34,47 33,48 1,00 2,90 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 15 36 4,59 1,25 2,16 0,13 9,8 1,52 1,75 18,04 18,00 0,04 0,20 0,467 2,206 0,212 0,002 0,008 0,277 15 37 4,83 k.A. k.A. k.A. k.A. 2,03 2,00 10,24 9,99 0,25 2,40 0,062 0,384 0,161 0,003 0,012 0,264

20 46 3,75 6,18 10,65 0,58 10,6 3,30 13,74 36,39 34,98 1,41 3,90 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 20 47 3,87 3,66 6,31 0,35 10,5 1,02 6,25 24,34 23,98 0,35 1,50 0,534 1,747 0,306 <0,001 0,002 0,153 20 48 4,33 0,65 1,12 k.A. k.A. 0,00 3,25 7,12 6,99 0,13 1,80 0,066 2,699 0,024 <0,001 0,006 0,024

56 117 3,54 6,78 11,69 1,74 10,5 0,44 15,60 37,11 36,49 0,62 1,67 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 58 119 4,69 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,027 1,776 0,015 0,003 0,009 0,284 59 120 4,69 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,399 1,901 0,210 0,001 0,007 0,163 60 121 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 61 122 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 61 123 3,97 5,64 9,72 0,40 14,1 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,533 0,724 0,737 0,001 0,005 0,277 61 124 4,40 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,090 0,493 0,182 0,003 0,018 0,163

37 82 4,14 3,98 6,86 0,36 11,1 1,43 6,74 25,53 24,98 0,55 2,20 0,471 1,239 0,380 0,012 0,021 0,571 37 83 4,32 2,10 3,62 0,22 9,5 0,76 2,25 17,63 17,50 0,14 0,80 0,471 0,906 0,520 0,005 0,013 0,404 37 84 4,16 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,71 2,75 16,64 16,47 0,17 1,00 0,502 2,112 0,238 0,003 0,006 0,478

242 Anhang 1.3 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.3: Nationalpark „Serra dos Órgãos“ (7): Profile – Korngrößen P_NR LFD_NR gS mS fS S gU mU fU U T ART

10 25 30,32 22,13 19,91 72,36 12,10 7,56 2,20 21,86 5,78 Sl2

12 29 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 12 30 17,44 33,64 14,72 65,80 4,76 4,40 2,20 11,36 22,84 St3 13 31 10,33 44,36 18,34 73,03 5,02 4,78 5,51 15,31 11,64 Sl3 14 32 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 14 33 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 14 34 20,98 24,19 10,97 56,14 6,25 4,17 5,64 16,06 27,82 Lts

15 35 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 15 36 7,97 38,60 15,69 62,26 8,87 7,07 8,63 24,57 13,18 Sl4 15 37 12,13 40,48 18,00 70,61 7,29 5,88 5,29 18,46 10,93 Sl3

20 46 22,66 34,40 13,62 70,68 7,14 4,79 3,40 15,33 13,99 Sl4 20 47 20,99 32,90 14,41 68,3 7,54 4,86 3,58 15,98 15,72 Sl4 20 48 22,06 23,33 11,75 57,14 5,39 3,92 3,67 12,98 29,88 Ts4

56 117 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 58 119 28,24 22,87 13,65 64,76 10,79 8,19 8,19 27,17 8,06 Sl3 59 120 23,71 25,02 13,49 62,22 6,38 6,77 6,26 19,41 18,38 Ls4 60 121 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 61 122 16,22 42,58 20,01 78,46 5,35 6,14 1,04 12,53 9,02 k.A. 61 123 16,47 41,38 19,32 77,17 5,46 6,30 0,98 12,74 10,08 Sl3 61 124 21,85 39,74 15,78 77,37 4,34 4,74 2,10 11,18 11,44 Sl3

37 82 24,32 26,62 13,81 64,75 7,68 5,04 5,54 18,26 17,00 Ls4 37 83 32,12 25,55 12,62 70,29 9,73 9,09 4,10 22,92 6,78 Sl2 37 84 21,08 23,56 11,08 55,72 6,10 6,10 6,50 18,70 25,59 Ls4

Anhang 1.4 243 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.4: Waldfragmente (1 und 2): Oberböden – Aufnahmesituation und Horizontmerkmale P_NR LFD_NR DAT LOK UTM_1 UTM_2 HOE AUF NEI WOL EXP VEG WT HOR GRZ FORM COL

44 102 26.11.2005 David, Plot Olli, oberer Mittelhang 23K0718882 7533859 886 GG N2 G, G W WF WT5 k.A. 20 k.A. 10YR 3/3 45 103 26.11.2005 David, Plot Olli, oberer Mittelhang 23K0718847 7533875 898 GG N6 G, G SW WF WT5 k.A. 20 di, we 7,5YR 3/4 46 105 26.11.2005 Sorvete, Plot Olli, Oberhang, ehem. Weg 23K0720285 7534736 885 AW N5 X, G SW WF WT5 k.A. 20 di, we 10YR 3/6 (7,5YR 3/4) 47 108 26.11.2005 Sorvete, Plot Olli, Mittelhang 23K0720232 7534730 862 GG N6 X, G SW WF WT5 k.A. 20 k.A. 7,5YR 3/3 (7,5YR 3/4) 48 109 26.11.2005 Sorvete, Plot Olli, Unterhang 23K0720165 7534728 824 GG N4 X, G SW WF WT5 k.A. 20 k.A. 5YR 4/4 (7,5YR 4/4) 49 110 27.11.2005 Maturano, Plot Olli, Unterhang 23K0722631 7535351 890 GG N6 G, G NW WF WT4 k.A. 20 k.A. 7,5YR 2,5/3 50 111 27.11.2005 Maturano, Plot Olli, Mittelhang 23K0722593 7535324 912 GG N6 G, G NW WF WT4 k.A. 20 k.A. 7,5YR 3/2 27 57 15.11.2005 Waldemar, Mittelhang 23K0719479 7533392 841 GG N6 G, G NW WF WT3 k.A. 20 di, we 7,5YR 3/4 (7,5YR 4/4)

P_NR LFD_NR GEF WUR VF HUM HUM_M LD FEU SKE KOL TYP

44 102 kru-koh W5 Vf2 lockere Blattförna 1 Ld1 feu1 rote Zersatzstücke, Quarze viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 45 103 kru-koh W4 Vf2 Blattförna, Zweige 1 Ld2 feu1 rote Zersatzstücke, Quarze viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 46 105 kru-koh W5 Vf1(Vf2) Blattförna, Zweige 2 Ld2 feu2 Quarzkörner wenig Dystric Cambisol (Kolluvium) 47 108 ein W5 Vf1 Blattauflage, Wurzelfilz, Hyphen 4 Ld1 feu1 wenige Quarzkörner wenig Dystric Cambisol (Kolluvium) 48 109 koh W4 Vf2 lockere Blattförna 1 Ld2 feu2 Steine, Quarz viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 49 110 kru-koh W6 Vf1(Vf2) lockere Blattförna 2 Ld1 feu1 Steine, Quarz viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 50 111 kru W6 Vf1(Vf2) lockere Blattförna 2 Ld1 feu1 Steine, Quarz viel Dystric Cambisol (Kolluvium) 27 57 kru-koh W5 Vf2 Spärlich, Blätter und Zweige 1 Ld1 feu2 viele Quarzkörner, Zersatzstücke wenig Dystric Cambisol (Kolluvium)

244 Anhang 1.4 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.4: Waldfragmente (3): Oberböden – Bodenchemische Kennwerte und Korngrößen P_NR LFD_NR pH Cges_% OS_% Nt C/N PHOS KAL KAKpot H_Wert S_Wert V_Wert gS mS fS S gU mU fU U KG_T ART

44 102 4,00 2,31 3,98 0,17 13,6 0,42 4,99 12,96 12,00 0,96 7,40 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 45 103 4,15 2,50 4,31 0,20 12,5 0,25 5,24 15,84 14,99 0,85 5,30 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 46 105 3,79 2,64 4,55 0,20 13,1 0,85 6,75 11,97 11,49 0,48 4,00 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 47 108 3,70 3,90 6,72 0,37 10,6 1,40 10,98 24,43 22,97 1,46 5,99 19,42 18,46 5,76 43,64 2,99 2,62 2,62 8,23 48,13 Ts2 48 109 3,89 2,10 3,62 0,27 7,9 0,59 8,75 16,45 15,98 0,46 2,82 7,60 17,20 9,08 33,88 3,38 3,87 2,30 9,55 56,58 Ts2 49 110 4,52 3,06 5,28 0,26 11,9 0,13 6,25 22,06 17,96 4,09 18,56 24,70 15,48 4,90 45,08 3,11 3,85 1,99 8,95 45,97 Ts2 50 111 5,06 5,16 8,90 0,33 15,6 0,68 24,98 24,29 16,48 7,81 32,15 29,44 19,65 4,93 54,02 3,94 3,10 3,70 10,74 35,23 Ts3 27 57 3,99 3,41 5,88 0,35 9,8 1,02 12,73 17,01 15,98 1,03 6,10 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

Anhang 1.4: Waldfragmente (4): Profile – Aufnahmesituation und Horizontmerkmale

P_NR LFD_NR DAT LOK UTM_1 UTM_2 HOE AUF NEI WOL EXP VEG WT HOR GRZ FORM MAT

45 103 26.11.2005 David, Plot Olli, oberer Mittelhang 23K0718847 7533875 898 GG 6 X, G SW WF WT5 AhBw 20 di, we humoser Oberboden 45 104 26.11.2005 David, Plot Olli, oberer Mittelhang 23K0718847 7533875 898 GG 6 X, G SW WF WT5 Bw(M) 50+ k.A. braunes Kolluvium

46 105 26.11.2005 Sorvete, Plot Olli, Oberhang, ehem. Weg 23K0720185 7534736 885 AW 5 X, G SW WF WT5 Ah 20 di, we humoser Oberboden 46 106 26.11.2005 Sorvete, Plot Olli, Oberhang, ehem. Weg 23K0720185 7534736 885 AW 5 X, G SW WF WT5 Bw(M) 120 de, we braunes Kolluvium 46 107 26.11.2005 Sorvete, Plot Olli, Oberhang, ehem. Weg 23K0720185 7534736 885 AW 5 X, G SW WF WT5 Bws 150+ k.A. gelbroter Latosol 06 14 02.11.2005 Sorvete, Unterhang, Rio Preto 23K0720084 7534722 800 AW 4 X, V NW WF WT4 Ah 15 di, we humoser Oberboden 06 15 02.11.2005 Sorvete, Unterhang, Rio Preto 23K0720084 7534722 800 AW 4 X, V NW WF WT4 Bw(M) 30 de, we braunes Kolluvium 06 16 02.11.2005 Sorvete, Unterhang, Rio Preto 23K0720084 7534722 800 AW 4 X, V NW WF WT4 2BwM 60 de, we braunes Kolluvium 06 17 02.11.2005 Sorvete, Unterhang, Rio Preto 23K0720084 7534722 800 AW 4 X, V NW WF WT4 Bw 200+ k.A. gelbbrauner Decklehm

30 65 17.11.2005 Sorvete über Eisfabrik, Mittelhang 23K0720490 7535021 856 GG 6 X, X NW WF WT6 AhBw(M) 10 de, e humoser Oberboden 30 66 17.11.2005 Sorvete über Eisfabrik, Mittelhang 23K0720490 7535021 856 GG 6 X, X NW WF WT6 Bw(M) 50 de, e braunes Kolluvium 30 67 17.11.2005 Sorvete über Eisfabrik, Mittelhang 23K0720490 7535021 856 GG 6 X, X NW WF WT6 2Bw(M) 70+ k.A. rotbraunes Kolluvium

27 57 15.11.2005 Waldemar, Mittelhang 23K0719479 7533392 841 GG 6 G, G N WF WT3 Ah 10 di, we humoser Oberboden 27 58 15.11.2005 Waldemar, Mittelhang 23K0719479 7533392 841 GG 6 G, G N WF WT3 Bw(M) 70 di, we braunes Kolluvium 27 59 15.11.2005 Waldemar, Mittelhang 23K0719479 7533392 841 GG 6 G, G N WF WT3 2Bw(M) 100+ k.A. braunes Kolluvium 28 60 15.11.2005 David, unterer Mittelhang 23K0718916 7533781 832 GG 6 X, X N WF WT3 Ah 10 di, we humoser Oberboden 28 61 15.11.2005 David, unterer Mittelhang 23K0718916 7533781 832 GG 6 X, X NW WF WT3 Bw(M) 40 di, we braunes Kolluvium 28 62 15.11.2005 David, unterer Mittelhang 23K0718916 7533781 832 GG 6 X, X NW WF WT3 2Bw(M) 50+ k.A. braunes Kolluvium

Anhang 1.4 245 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.4: Waldfragmente (5): Profile –Horizontmerkmale P_NR LFD_NR COL GEF WUR VF HUM HUM_M LD FEU SKE KOL ANM TYP

45 103 7,5YR 3/4 kru-koh W4 Vf2 lockere Blattförna, Zweige 1 Ld2 feu1 Zersatzstücke, Quarze viel Dys. Cambisol (Kolluvium) 45 104 7,5YR 4/4 koh W3 Vf3 0 Ld3 feu2 Zersatzstücke, Quarze viel Dys. Cambisol (Kolluvium) 46 105 10YR 3/6 (7,5YR 3/4) kru-koh W5 Vf1 lockere Blattförna, Zweige 2 Ld2 feu1 Quarzkörner wenig Dys. Cambisol (Kolluvium) 46 106 7,5YR 4/6 (5YR 4/6) koh W3 Vf1 0 Ld1 feu2 Quarzkörner, Steinchen sehr viel Dys. Cambisol (Kolluvium) 46 107 5YR 4/6 koh W1 Vf3 0 Ld3 feu3 Quarze, einzelne Steine keine Dys. Cambisol (Kolluvium) 06 14 10YR 4/3 kru W5 Vf2 lockere Blattförna, Zweige 1 Ld2 feu1 einzelne kleine Steine wenig Dys. Cambisol (Kolluvium) 06 15 7,5YR 4/4 kru W4 Vf2 0 Ld2 feu2 einzelne kleine Steine wenig Dys. Cambisol (Kolluvium) 06 16 7,5YR 4/6 koh-bro W3 Vf2 0 Ld3 feu2 kein wenig Dys. Cambisol (Kolluvium) 06 17 10YR 5/6 (7,5YR 5/6) koh W1 Vf3 0 Ld4 feu1 einzelne Quarzstücke keine Dys. Cambisol (Kolluvium)

30 65 7,5YR 3/3 (7,5YR 3/4) koh W5 Vf2 lockere Blattförna, Zweige 1 Ld2 feu2 Quarzkörner viel Brandspuren Dys. Cambisol (Kolluvium) 30 66 7,5YR 3/4 (7,5YR 4/4) koh W4 Vf2 0 Ld2 feu1 Quarzkörner viel Brandspuren Dys. Cambisol (Kolluvium) 30 67 5YR 3/4 (5YR 4/4) koh W2 Vf2 0 Ld2 feu1 Quarzkörner viel Dys. Cambisol (Kolluvium) 27 57 7,5YR 3/4 (7,5YR 4/4) kru-koh W5 Vf2 spärlich; Blätter, Zweige 1 Ld1 feu2 Quarzkörner, Zersatzstücke keine Dys. Cambisol (Kolluvium) 27 58 7,5YR 4/6 (7,5YR 4/4) koh W4 Vf2 0 Ld2 feu2 Quarzkörner, Zersatzstücke keine Dys. Cambisol (Kolluvium) 27 59 7,5YR 4/6 koh W3 Vf2 0 Ld2 feu2 Quarzkörner, Zersatzstücke viele Dys. Cambisol (Kolluvium) 28 60 10YR 3/3 (10YR 3/2) kru-koh W5 Vf2 spärlich; Blätter, Zweige 1 Ld1 feu2 Zersatzstücke, Quarzkörner keine Dys. Cambisol (Kolluvium) 28 61 10YR 3/4 (7,5YR 3/4) koh W4 Vf2 0 Ld1 feu1 Zersatzstücke, Quarzkörner viel Dys. Cambisol (Kolluvium) 28 62 7,5YR 4/6 koh W2 Vf2 0 Ld1 feu1 Zersatzstücke, Q.-körner, Glas viel Dys. Cambisol (Kolluvium)

246 Anhang 1.4 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.4: Waldfragmente (6): Profile – Bodenchemische Kennwerte P_NR LFD_NR pH Cges_% OS_% Nt C/N PHOS KAL KAKpot H_Wert S_Wert V_Wert FEO FED FEO/FED MNO MND MNO/MND

45 103 4,15 2,50 4,31 0,200 12,5 0,25 5,24 15,84 14,99 0,85 5,30 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 45 104 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 46 105 3,79 2,64 4,55 0,202 13,1 0,85 6,75 11,97 11,49 0,48 4,00 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 46 106 4,02 1,02 1,76 0,090 11,3 0,13 2,50 11,15 11,00 0,16 1,40 0,112 3,636 0,030 0,007 0,021 0,330 46 107 4,35 0,46 0,79 0,062 7,4 0,17 1,50 6,05 6,00 0,05 0,90 0,032 3,721 0,010 0,002 0,014 0,170 06 14 4,27 3,18 5,48 0,329 9,7 2,67 21,50 28,42 23,95 4,47 15,73 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 06 15 3,92 1,50 2,59 0,187 8,0 1,14 12,98 20,43 18,49 1,94 9,50 0,142 2,975 0,048 0,023 0,028 0,829 06 16 4,19 0,72 1,24 0,089 8,1 1,31 12,99 14,97 13,97 1,00 6,68 0,132 4,051 0,032 0,017 0,019 0,892 06 17 4,19 k.A. k.A. k.A. k.A. 1,74 2,75 11,12 10,49 0,62 5,60 0,083 1,316 0,063 0,002 0,003 0,829

30 65 4,1 2,65 4,57 0,260 10,2 1,14 9,00 20,73 19,47 1,25 6,04 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 30 66 4,03 1,70 2,93 0,189 9,0 0,81 4,50 14,89 14,48 0,41 2,74 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 30 67 4,11 1,35 2,33 0,136 9,9 0,68 3,99 15,13 14,99 0,14 0,94 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 27 57 3,99 3,41 5,88 0,349 9,8 1,02 12,73 17,01 15,98 1,03 6,10 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 27 58 3,98 1,43 2,47 0,165 8,7 0,08 3,50 7,03 6,50 0,53 7,60 0,126 3,761 0,033 0,002 0,011 0,171 27 59 4,07 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,08 4,00 12,29 11,98 0,31 2,50 0,101 3,108 0,033 0,002 0,010 0,192 28 60 5,16 7,14 12,31 0,428 16,7 2,96 20,24 19,04 12,48 6,56 34,50 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 28 61 4,32 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,47 4,24 10,58 8,99 1,59 15,00 0,096 1,590 0,061 0,051 0,052 0,985 28 62 4,02 k.A. k.A. k.A. k.A. 0,04 2,75 6,32 5,49 0,83 13,10 0,085 2,215 0,039 0,045 0,053 0,844

Anhang 1.4 247 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.4: Waldfragmente (7): Profile – Korngrößen P_NR LFD_NR gS mS fS S gU mU fU U T ART

45 103 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 45 104 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 46 105 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 46 106 9,64 11,39 5,35 26,38 4,6 2,01 5,66 12,27 61,35 Ts2 46 107 10,1 7,94 5,78 23,82 3,88 3,03 6,79 13,70 62,47 Ts2 06 14 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 06 15 8,13 12,22 8,46 28,81 5,62 4,88 3,42 13,92 57,27 Ts2 06 16 7,3 11,12 8,43 26,85 4,43 4,96 5,87 15,26 57,90 Tl 06 17 6,88 11,69 9,5 28,07 4,46 3,21 4,88 12,55 59,39 Ts2

30 65 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 30 66 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 30 67 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 27 57 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 27 58 15,85 15,43 5,97 37,25 3,84 2,4 4,08 10,32 52,43 Ts2 27 59 22,27 13,47 4,67 40,41 2,54 3,93 7,16 13,63 45,96 Ts2 28 60 25,65 16,49 6,72 48,86 4,56 3,77 3,38 11,71 39,44 Ts2 28 61 32,51 18,83 8,18 59,52 4,69 4,32 8,39 17,40 23,08 Ls4 28 62 27,29 18,87 10,25 56,41 5,11 4,98 5,85 15,94 27,65 Lts

248 Anhang 1.5 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.5: Catena am Unterlauf des Córrego Sujo (1): Profile – Aufnahmesituation P_NR LFD_NR DAT LOK UTM_1 UTM_2 HOE AUF NEI WOL EXP VEG WT HOR GRZ FORM MAT

02 5 01.11.2005 unt. Mittelhang 23K0720564 7535126 832 AW 5 G, X NW junge Waldfläche, randl. verbuscht WT4 Ah 15 di, we humoser Oberboden 02 6 01.11.2005 unt. Mittelhang 23K0720564 7535126 832 AW 5 G, X NW junge Waldfläche, randl. verbuscht WT4 Bw(M) 70 de, w braunes Kolluvium 02 7 01.11.2005 unt. Mittelhang 23K0720564 7535126 832 AW 5 G, X NW junge Waldfläche, randl. verbuscht WT4 Bws 100+ roter Latosol

03 8 01.11.2005 Unterhang 23K0720659 7535237 807 AW 5 G, X NW Weide, Termitenbauten WT4 AhBw(M) 40 di, we humoser Oberboden 03 9 01.11.2005 Unterhang 23K0720659 7535237 807 AW 5 G, X NW Weide, Termitenbauten WT4 Bw(M) 80 di, we jüngeres Kolluvium 03 10 01.11.2005 Unterhang 23K0720659 7535237 807 AW 5 G, X NW Weide, Termitenbauten WT4 Bw(M) 110 de, we älteres Kolluvium 03 11 01.11.2005 Unterhang 23K0720659 7535237 807 AW 5 G, X NW Weide, Termitenbauten WT4 Bws 200+ roter Latosol 30 65 17.11.2005 Mittelhang 23K0720490 7535021 856 GG 6 X, X NW junger Waldbestand, gestört WT6 AhBw(M) 10 de, e humoser Oberboden 30 66 17.11.2005 Mittelhang 23K0720490 7535021 856 GG 6 X, X NW junger Waldbestand, gestört WT6 Bw(M) 50 de, e braunes Kolluvium 30 67 17.11.2005 Mittelhang 23K0720490 7535021 856 GG 6 X, X NW junger Waldbestand, gestört WT6 2Bw(M) 80+ rotbraunes Kolluvium 31 68 17.11.2005 Mittelhang 23K0721118 7535309 861 GG 5 X, X NW verbuschte Weide, Termitenbauten WT6 Bsw 20 k.A. roter Latosol 32 69 17.11.2005 Kuppe 23K0720990 7535164 906 GG 6 X, G NW verbuschte Weide, Termitenbauten WT6 Bws 40 de roter Latosol 38 85 23.11.2005 Aue 23K0720774 7535403 792 AN 0 0 0 Weide WT4 Ah 10 de, e humoser Oberboden 38 86 23.11.2005 Aue 23K0720774 7535403 792 AN 0 0 0 Weide WT4 CB 40 de, e Auensediment 38 87 23.11.2005 Aue 23K0720774 7535403 792 AN 0 0 0 Weide WT4 2Cg 70 de, we Auensediment 38 88 23.11.2005 Aue 23K0720774 7535403 792 AN 0 0 0 Weide WT4 3Cg 100 di, we Auensedmient 38 89 23.11.2005 Aue 23K0720774 7535403 792 AN 0 0 0 Weide WT4 4Cg 140 de, e Auensedmient 38 90 23.11.2005 Aue 23K0720774 7535403 792 AN 0 0 0 Weide WT4 5Cg 190 Auensedmient 39 91 23.11.2005 Aue 23K0720898 7535475 793 AN 0 0 0 Weide WT4 Cg 160+ Auensediment

Anhang 1.5 249 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.5: Catena am Unterlauf des Córrego Sujo (2): Profile – Aufnahmesituation und Horizontmerkmale P_NR LFD_NR COL GEF WUR VF HUM LD FEU SKE KOL ANM TYP

02 5 7,5YR 3/4 kru W5 Vf2 lockere Blattförna, Zweige Ld2 feu2 sehr gering keine Dys. Cambisol (Kolluvium) 02 6 5YR 3/4 koh W4 Vf2 Ld2 feu2 sehr gering gering Dys. Cambisol (Kolluvium) 02 7 2,5YR 4/6 (2,5YR 4/8) bro W3 Vf3 Ld3 feu1 kein keine Dys. Cambisol (Kolluvium)

03 8 7,5YR 3/3 kru W5 Vf2 Ld2 feu3 Quarzkörner keine Dys. Cambisol (Kolluvium) 03 9 5YR 3/3 (5YR 4/3) kru W3 Vf2 Ld3 feu2 einzelne Steine, Quarzkörner viel Dys. Cambisol (Kolluvium) 03 10 5YR 4/4 koh W2 Vf3 Ld3 feu2 einzelne Steine, Quarzkörner keine Dys. Cambisol (Kolluvium) 03 11 2,5YR 4/6 koh W2 Vf3 Ld3 feu2 einzelne Steine, Quarzkörner keine Dys. Cambisol (Kolluvium) 30 65 7,5YR 3/3 (7,5YR 3/4) koh W5 Vf2 lockere Blattförna, Zweige Ld2 feu2 Quarzkörner viel Brandspuren Dys. Cambisol (Kolluvium) 30 66 7,5YR 3/4 (7,5YR 4/4) koh W4 Vf2 Ld2 feu1 Quarzkörner, Quarzbruchstücke viel Brandspuren Dys. Cambisol (Kolluvium) 30 67 5YR 3/4 (5YR 4/4) koh W2 Vf3 Ld2 feu1 Quarzkörner, Quarzbruchstücke viel Dys. Cambisol (Kolluvium) 31 68 2,5YR 4/6 (5YR 4/6) koh W4 Vf2 Ld2 feu2 einzelne Zersatzstücke gering gekapptes Profil Dystric Ferralsol 32 69 5YR4/4 koh W4 Vf2 Ld2 feu2 einzelne Zersatzstücke viel Verspülungen Dystric Ferralsol 38 85 10YR 3/4 ein W6 Vf1 Ld1 feu2 kein viel Umbric Fluvisol 38 86 10YR 3/4 (10YR 4/4) koh W3 Vf2 Ld2 feu2 wenige Steinchen, Zersatzstücke wenig Umbric Fluvisol 38 87 10YR 4/4 koh W0 Vf2 Ld2 feu2 Zersatzstücke, Samenkapseln wenig Umbric Fluvisol 38 88 7,5YR 5/8 koh W0 Vf3 Ld3 feu3 Zersatzstücke keine Umbric Fluvisol 38 89 7,5YR 5/6 (7,5YR 5/8) koh W0 Vf3 Ld3 feu4 kein keine Umbric Fluvisol 38 90 7,5YR 5/8 (7,5YR 5/6) koh W0 Vf3 Ld3 feu4 Zersatzstücke keine Umbric Fluvisol 39 91 10YR 5/4 koh W0 Vf3 Ld3 feu4 kein keine Umbric Fluvisol

250 Anhang 1.5 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.5: Catena am Unterlauf des Córrego Sujo (3): Profile – Bodenchemische Kennwerte

P_NR LFD_NR pH Cges_% OS_% Nt C/N PHOS KAL KAKpot H_Wert S_Wert V_Wert FEO FED FEO/FED MNO MND MNO/MND

02 5 4,35 1,88 3,24 0,19 9,9 0,34 8,24 16,43 14,99 1,44 8,79 0,132 3,321 0,040 0,017 0,021 0,794 02 6 4,21 1,00 1,72 0,11 8,9 0,13 3,25 13,97 13,50 0,48 3,40 0,108 4,955 0,022 0,005 0,012 0,382 02 7 4,51 0,51 0,88 0,06 8,5 0,25 4,74 8,84 8,48 0,36 4,06 0,031 4,392 0,007 0,001 0,011 0,111 03 8 4,86 1,65 2,84 0,19 8,9 0,30 3,49 17,14 13,00 4,14 24,17 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 03 9 5,04 1,30 2,24 0,14 9,6 0,25 1,75 15,35 11,48 3,87 25,20 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 03 10 5,00 0,86 1,48 0,08 10,6 0,25 1,00 12,72 10,50 2,23 17,50 0,078 4,354 0,018 0,019 0,033 0,582 03 11 5,57 0,54 0,93 0,08 6,9 0,34 1,50 9,64 7,99 1,65 17,14 0,052 5,737 0,009 0,013 0,034 0,377

30 65 4,10 2,65 4,57 0,26 10,2 1,14 9,00 20,73 19,47 1,25 6,04 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 30 66 4,03 1,70 2,93 0,19 9,0 0,81 4,50 14,89 14,48 0,41 2,74 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 30 67 4,11 1,35 2,33 0,14 9,9 0,68 3,99 15,13 14,99 0,14 0,94 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 31 68 4,24 1,26 2,17 0,12 10,8 0,80 3,50 10,98 10,98 0,00 0,00 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 32 69 4,18 1,39 2,40 0,14 9,7 0,63 3,24 10,05 10,00 0,06 0,60 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 38 85 4,92 0,80 1,38 0,09 8,7 1,01 9,49 6,62 4,99 1,63 24,62 0,202 1,069 0,189 0,010 0,011 0,896 38 86 4,86 1,54 2,65 0,16 9,6 0,67 3,75 14,74 11,48 3,25 22,08 0,378 2,178 0,173 0,022 0,025 0,863 38 87 4,66 0,91 1,57 0,13 7,1 0,46 4,00 10,89 8,98 1,90 17,49 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 38 88 4,72 0,79 1,36 0,09 8,8 0,42 4,25 9,78 8,12 1,65 16,90 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 38 89 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 38 90 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 39 91 4,13 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 0,255 2,340 0,109 0,004 0,008 0,505

Anhang 1.5 251 __________________________________________________________________________________________________________________________ Anhang 1.5: Catena am Unterlauf des Córrego Sujo (4): Profile – Korngrößen P_NR LFD_NR gS mS fS S gU mU fU U T ART

02 5 16,75 23,82 1,59 42,16 4,18 3,37 5,39 12,94 44,89 Ts3 02 6 9,50 14,54 6,47 30,51 5,38 3,55 5,02 13,95 55,55 Ts2 02 7 14,08 13,02 5,20 32,30 3,82 4,70 7,34 15,86 51,84 Tl

03 8 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 03 9 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 03 10 8,34 15,04 7,11 30,49 2,59 4,45 7,32 14,36 55,15 Ts2 03 11 7,47 13,43 7,47 28,37 3,45 4,95 7,79 16,19 55,45 Tl 30 65 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 30 66 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 30 67 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

31 68 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 32 69 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 38 85 1,41 42,85 33,39 77,65 5,68 4,97 3,19 13,84 8,52 Sl3 38 86 0,42 10,97 31,13 42,52 15,22 12,45 5,91 33,58 23,90 Ls3 38 87 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 38 88 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 38 89 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. 38 90 k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A. k.A.

39 91 0,01 0,72 21,92 22,65 20,48 15,93 9,77 46,18 31,18 Lt2

Anhang 2.0 252 ___________________________________________________________________________ Anhang 2.0: Gesamtproduktion (in t) der wichtigsten Kulturen in den Munizipien des Untersuchungs-

raumes im Jahr 2005

Munizip

Kultur

Teresó-polis

Petró-polis

Magé Guapi-mirim

Cachoeiras de Macacu

Gesamt

(1) Bergregion

Kohl gesamt 23.608 2.495 --- --- --- 26.103 davon: Brokkoli 6.720 855 --- --- --- 7.575 Weißkohl 3.360 573 --- --- --- 3.933 Blumenkohl 2.301 681 --- --- --- 2.982 Rübsen 811 --- --- --- --- 811 Mandarine 15.360 --- --- --- --- 15.360 Gartensalat 12.480 1.124 --- --- --- 13.604 Chayote (Chuchu) 4.284 3.182 --- --- --- 7.466 Chicorée 5.760 336 --- --- --- 6.096 Tomate 4.516 1.078 --- --- --- 5.594 Spinat 2.592 --- --- --- --- 2.592 Gartenkresse 2.028 --- --- --- --- 2.028 Rote Bete 1.896 410 --- --- --- 2.306 Petersilie 1.890 597 --- --- --- 2.487 Möhre 1.186 993 --- --- --- 2.179

(2) Gebirgsfuß und Küstenebene

Maniok --- 161 3.383 1.874 6.555 11.973 Banane --- --- 1.640 1.266 5.715 8.621 Mais 51 95 2.250 378 3.998 6772 Okra --- --- 3.566 163 2.614 6343 Yams --- --- 1.944 383 3.962 6289 Kokosnuss --- --- 507 378 3.775 4660 Süßkartoffel 450 --- 2.524 414 1.247 4635 Guave --- 5 370 407 2.535 3317 Limone --- --- --- --- 2.400 2400 Augenbohne --- --- 898 --- 828 1726 Aubergine --- --- 877 --- 626 1503

(3) Berg- und Tieflagen

Jiló-Tomate 1.513 471 867 --- 1.891 4.742 Gemüsepaprika 1.552 327 694 --- 1.227 3.800 Hülsenfrüchte 1.116 --- 224 --- 226 1.566 Zucchini 636 --- 267 --- 468 1.371

Eigene Zusammenstellung nach Daten der Fundação CIDE (http://www.cide.rj.gov.br). Die Auflistung erfolgt ge-trennt nach den vorherrschenden Kulturen der (1) Bergregion, (2) des Gebirgsfußes und der Küstenebene sowie (3) solcher, die gleichermaßen in den Berg- wie auch in den Tieflagen von Bedeutung sind.