Terroir - mehr als nur Boden

Solarstrahlung an der Mosel - Auszug aus dem GeoBox Viewers (©Dienstleistungszentrum Ländlicher Raum Mosel)

Weinbergsböden an der Mosel - Auszug aus dem GeoBox Viewers (©Dienstleistungszentrum Ländlicher Raum Mosel)

Dunkler Tonschiefer

Die Hunsrückschiefer gehören zu den ältesten des Rheinischen Schiefergebirges. Ihre Bildung begann vor über 400 Millionen Jahren im Devon. Abtrag vom Kontinent Laurussia sammelte sich im Rheinischen Trog, einem subtropischen Flachmeer. Die küstenferne Sedimentation bestimmte feiner Meeresschlamm aus humusreichem Silt und Ton. Bis vor etwa 392 Millionen Jahren sammelten sich auf dem ständig einsinkenden Meeresboden über 5.000 Meter mächtige Sedimentfolgen. Ihr eigenes Gewicht und das aufliegender, jüngerer Ablagerungen verfestigten diese Sedimente zu Ton- und Siltsteinen. Als die Kontinente Laurussia und Gondwana am Ende des Devons aufeinander zu drifteten, schlossen sie das dazwischen liegende Meeresbecken allmählich. Die Gesteinsschichten unter dem Meeresboden bildeten Falten oder zerbrachen und teilweise wurden sogar ältere Schichtpakete über jüngere geschoben. Der hohe Druck und Temperaturen bis zu 350°C bewirkten eine Umwandlung der Minerale. Um der Verformung folgen zu können bildeten die tonigen oder siltigen Gesteine „Gleitflächen“, die Schieferung, aus. Aus den Ton- und Siltsteinen wurden Ton- und Siltschiefer, die sogenannten Hunsrückschiefer. Gleichzeitig mit dem allmählichen Zusammendriften der Kontinente durchbrachen Magmen die Gesteinsfolgen. Untermeerische Vulkane brachen aus. Auch ihre Gesteine wurden später wie die umgebenden Sedimentgesteine von Druck und Temperatur umgewandelt. Aus dunklen, basaltischen Gesteinen entstand ein grobkörniges, grünliches Gestein, das als Diabas bezeichnet wird. Im Weinbaugebiet Mosel, Saar und Ruwer sind Diabasvorkommen vor allem im Raum Trier und an der Saar zu finden. Sie treten nur kleinflächig auf und sind vermutlich die Reste alter untermeerischer Vulkanschlote. In den Kaltzeiten, beginnend vor 2,6 Millionen Jahren, setzten mit der erneuten Heraushebung des Schiefergebirges stärkere kaltzeitliche Abtragsvorgänge ein, die zur Bildung von z.T. mächtigem Frostschutt führten. Aus diesen Schuttdecken, die zu Beginn unserer Warmzeit vor 11.600 Jahren die Hänge bedeckten, bildeten sich im weiteren Verlauf unsere heutigen Böden. Bodenteilchen zerfielen in immer kleinere Bestandteile und eisenhaltige Minerale verwitterten zu braun färbenden Eisenoxiden – der Boden verlehmte und verbraunte. In flacheren Lagen entstanden Braunerden. In extrem steilen Lagen wurde das veränderte Material immer wieder abgetragen – diese sehr flachgründigen natürlichen Böden werden als Ranker bezeichnet. Schließlich überprägte sie der Mensch. Besonders wirksam war und ist die tiefgründige Bodenbearbeitung vor jeder Weinbergsneuanlage, Rigolen genannt, und die Anlage von Weinbergsterrassen in Steillagen. Entstehung DachschieferDie Böden aus dunklem Tonschiefer bestehen aus kalkfreiem tonigem Lehm mit hohen Steingehalten. Niederschlagswasser wird schnell aufgenommen, jedoch nur begrenzt gespeichert. Die Böden erwärmen sich stark und schnell und speichern Wärme sehr gut. Hier wirkt sich vor allem die dichte Bedeckung der Oberflächen mit dunklen Schieferbruchstücken positiv aus. Diese Bedeckung bremst auch den Bodenabtrag durch Niederschlagswasser, wichtig in Hanglagen. Die Bodenreaktion ist schwach sauer und das Nährstoffangebot eingeschränkt, Nährstoffe werden wegen geringer Bindung schnell ausgewaschen. Diesbezüglich günstig wirkende organische Substanz wird schnell abgebaut. Je nach Reliefposition variieren Mächtigkeit der durchwurzelbaren Bodenschicht über dem Festgestein sowie auch der Steingehalt und somit auch die Eigenschaften des Bodens.

Quarzite

In der Zeit nach der Ablagerung der Hunsrückschiefer vor über 400 Millionen Jahren sank das Flachmeer des Rheinischen Troges deutlich langsamer ein, so dass die Sedimente den Trog bald fast vollständig füllten. Infolgedessen dehnte sich der küstennahe, flache Sedimentationsraum nach Süden aus, um sich dann bei steigendem Meeresspiegel wieder zurückzuziehen. Die dabei enstandenen sandigen Ablagerungen finden sich heute an der Untermosel zwischen Bullay und Alf. Die zunächst locker gelagerten Schichten wurden durch die ständig wachsende Auflast verfestigt. Es entstanden Sandsteine sowie untergeordnet Ton- und Siltsteine. Auch auf diese Gesteinspakete wirkten sich die Kräfte der Kollision von Laurussia und Gondwana aus. Das ursprüngliche Ablagerungsgebiet wurde zusammengestaucht, die Schichten wurden verfaltet, verkippt, zerbrochen und übereinander geschoben. Sandsteine wurden zu quarzitischen Sandsteinen und Quarziten. Sie sind typisch für die Untermosel. Kleinräumig sind immer wieder Tonund Siltschiefer eingeschaltet. Anders als in Tonund Siltsteinen bildeten sich in Sandsteinen keine Schieferungsflächen aus. Sie passten sich der Verformung durch Bewegung entlang der Schichtflächen an. Durch die fließenden Übergänge zwischen Sand- und Tonsteinen sind auch Übergänge von geschiefertem zu ungeschiefertem Gestein zu finden. Generell nahm die Schieferung mit steigendem Sandgehalt ab. Wie bei den Hunsrückschiefern zerkleinerte die Frostsprengung der Kaltzeiten das Gestein mechanisch und Löss wurde angeweht. Langsame Hangabwärtsbewegung mischte beides und verdichtete die Komponenten zu Schuttdecken. Deren Mächtigkeit ist an der Untermosel im Allgemeinen recht gering. Dies liegt am oft härteren Gestein und an den steileren Hängen. Entsprechend sind die Böden geringmächtiger, da sie sich vor allem in den Schuttdecken bilden. Abgesehen von gesteinsbedingt abweichenden Eigenschaften gleicht die Bodengenese der auf Tonschiefer. Braunerden und Ranker entstanden. Ihre Merkmale wurden mit der Nutzung durch den Menschen, tiefgründige Bodenbearbeitung und Terrassenanlage, verändert. In Hangfußbereichen entwickelten sich Kolluvisole. Die sandig-lehmigen Böden mit hohen Gehalten von Gesteinsbruchstücken erwärmen sich schnell und speichern die Wärme gut. Auch Wasser wird schnell aufgenommen, jedoch ist die Wasserhaltefähigkeit noch geringer als in Tonschieferböden. Die leichten Feinböden gewährleisten eine gute Durchlüftung. Die Böden sind kalkfrei und reagieren schwach sauer. Das Nährstoffangebot ist begrenzt und die organische Substanz wird rasch abgebaut. Die Steinbedeckung der Bodenoberflächen dämpft die erosive Wirkung von Starkniederschlag. Die tieferen Zonen der Böden bzw. das zersetzte, anstehende Gestein sind nährstoffarm. Unterschiedliche hohe Lösslehmbeimengungen und reliefbedingte Mächtigkeitsschwankungen beeinflussen den Nährstoffhaushalt und vor allem die Wasserhaltefähigkeit.

Kalkhaltige Sandsteine, Silt- und Tonschiefer

Vor 392 Millionen Jahren war der Rheinische Trog fast vollständig mit Sedimenten gefüllt, die küstenbeeinflusste sandigere Sedimentation breitete sich ins Becken aus und zog sich anschließend wegen steigendem Meeresspiegel wieder zurück. Im Übergang von Flachwasser-Verhältnissen zu größeren Wassertiefen herrschten für die Meeresbewohner besonders günstige Lebensbedingungen. Die Vielzahl von Lebewesen hinterließ in den Sedimenten ihre Spuren in Form großer Mengen kalkiger Schalen und Stützgerüste, z.B. von Muscheln, Brachiopoden und Seelilien. In den sandigen Ablagerungen liegt der Kalk fein verteilt vor. Diese Sedimente entwickelten sich im Wirkungsbereich der Wellen, so dass die Kalkschalen bei ständiger Bewegung zerrieben wurden. Im etwas tieferen Wasser wurde feineres Material, Ton und Silt, abgelagert. Dieser Bereich war normalerweise unter der Wellenbasis, so dass die Schalen und Skelette vollständig oder teilweise erhalten blieben und zum Teil in sogenannten Schill-Lagen angereicht wurden. In den folgenden Jahrmillionen wurden die kalkreichen ebenso wie die kalkfreien Schichten verfestigt und verformt, überlagert, schließlich wieder freigelegt und an der Oberfläche zu Schuttdecken zerrüttet. Hier bildeten sich als natürliche Böden Übergangsformen zwischen Braunerde und Pararendzina bzw. zwischen Ranker und Rendzina. Aus diesen kalkhaltigen Schiefern und Sandsteinen entstanden kalkhaltige lehmige Böden mit hohen Gehalten ebenfalls kalkhaltiger Steine. Der Wärmehaushalt ist günstig. Wasser- und Lufthaushalt sind insgesamt nicht optimal, aber bei ausreichenden Mächtigkeiten für ältere Reben unproblematisch. Der hohe Kalkgehalt verändert vor allem die chemischen Eigenschaften. Der Boden reagiert schwach basisch, die Auswaschung von Nährstoffen ist geringer. Infolgedessen ist das Nährstoffangebot verbessert. Die Kalkanteile werten auch Wasserhaushalt und Durchlüftung auf, da sie die Bildung einer krümeligen Oberbodenstruktur begünstigen.

Roter Tonschiefer

Bei den roten Schiefern handelt es sich ebenfalls um Hunsrückschiefer des Devon, die durch tiefgreifende Verwitterungsprozesse ihre rote Färbung erhielten. Nach dem Rückzug des Devonmeeres vor etwa 360 Millionen Jahren geriet das Festland im frühen Permokarbon allmählich unter heißfeuchte tropische Klimabedingungen und damit setzte eine intensive chemische Verwitterung ein. Im Laufe der Jahrmillionen konnte sie bis in große Tiefe wirken. Zum besseren Verständnis der Farbumwandlung vom dunklem zum roten Schiefer muss man zunächst wissen, aus welchen Mineralen und sonstigen Stoffen der unverwitterte Schiefer besteht und welche Farbe diese haben. Der Tonschiefer enthält ca. 30 % weißen bis farblosen Quarz, ca. 30 % weißen Illit, ca. 30 % olivgrünen Eisenchlorit und ca. 5 % weißen Feldspat. Der Rest besteht vorwiegend aus dem schwarzen Eisensulfid Pyrit und fein verteilten schwarzen kohlig-bituminösen Substanzen, die aus dem Humus der fossilen Meeresböden herrühren. Bei der chemischen Verwitterung unter tropischem Klima wird durch die großen Sickerwassermengen zunächst der Eisenchlorit angegriffen, der durch den hohen Anteil von zweiwertigem Eisen einerseits seine grünliche Farbe hat, aber andererseits auch sehr verwitterungsanfällig ist. Eisen und einige andere Bestandteile des Chlorit werden gelöst und der verbleibende Rest des Chloritminerals in Kaolinit umgewandelt. In der Sickerwasserzone gerät das verwitternde Gestein gleichzeitig unter den Einfluss von Luftsauerstoff, der das gelöste Eisen oxidiert. Es entstehen dreiwertige Eisenverbindungen, die eine rote bis rotbraune Farbe besitzen, das Gestein „rostet“. Auch die schwarzen Kohlenstoffverbindungen werden durch den Luftsauerstoff verändert. Der Kohlenstoff wird hierbei zu Kohlendioxid oxidiert und entweicht als Gas in die Atmosphäre. Die neu entstandenen Eisenminerale geben dem angewitterten Schiefer wieder eine gewisse Festigkeit. Aber er ist nicht mehr frostfest, wie der ursprüngliche dunkle Schiefer. Er zerfällt daher an der heutigen Oberfläche leichter. Der im frühen Permokarbon rot verwitterte Schiefer wurde später von den permischen Vulkaniten und Sedimenten der Wittlicher Senke überdeckt und vor der Erosion bewahrt. Dort, wo keine jüngeren Gesteine die verwitterten Schiefer überdeckten wurden sie im Laufe der folgenden Jahrmillionen abgetragen. Entstehung Der weichere rote Schiefer ergibt tiefgründigere und lehmigere Böden als der feste dunkle Schiefer. Es entstehen tiefgründige Lehmböden mit geringeren Steingehalten. Dies bedingt eine bessere Wasserversorgung, wenn die Rebwurzeln tief genug ausgebildet sind. Die Nährstoffversorgung kann allerdings geringer sein als bei Böden aus dunklem Schiefer, ist aber insgesamt meist ausreichend. Der Wärmehaushalt ist problemlos günstig.

Rhyolit, Rotliegendes

Trocken-heißes, wüstenhaftes Klima, der Einbruch der Wittlicher Senke und der damit einhergehende heftige Vulkanismus bestimmten vor über 272 Millionen Jahren in der erdgeschichtlichen Epoche des Rotliegend die Ablagerungsverhältnisse. Wegen des dauerhaften Höhenunterschiedes an den Rändern zu „UrEifel“ und „Ur-Hunsrück“ schnitten die seltenen, aber sehr heftigen Niederschläge tiefe Schluchten in den Gebirgsrand ein und schütteten mächtige Schwemmkegel aus Geröll, Kies und Sand in die Senke. Ein Fluss trug diese Sedimente weiter, wobei seine Ablagerungen allmählich feiner wurden. Zuletzt mäandrierte der Fluss in viele Arme aufgeteilt durch eine weite, schlammige Überflutungsebene im Becken. Die damalige Sedimentation reichte weit über das heutige Verbreitungsgebiet des Rotliegend um Wittlich hinaus und erreichte Mächtigkeiten von über 900 m. Für die rote Farbe, die dem Rotliegend seinen Namen gab, ist das fein im Sediment verteilte rote Eisenmineral Hämatit verantwortlich. Es ist die typische Eisenverbindung in Böden tropischer Klimate. In der Frühphase der Rotliegend-Sedimentation vor ca. 290 Millionen Jahren wälzten sich mehrere vulkanische Glutströme (Ignimbrite) durch die Wittlicher Senke, die aus den Rhyolithvulkanen am Rande der Senke stammten. Rhyolithische Schmelzen sind zähflüssig und neigen zu explosionsartigen Ausbrüchen. Bei einer solchen Explosion entstand eine Mischung feiner, ca. 800°C heißer Magmatröpfchen in heißen Gasen. Sie raste als „Glutwolke“ mit einer Geschwindigkeit von bis zu 400 km/h, also viel schneller als eine Wasserflutwelle, durch die Landschaft und kleidete sie beim Abkühlen mit bis zu 100 m mächtigem porösem Tuff aus.

Dolomit und Mergel

Vor 243 Millionen Jahren kehrte in der geologischen Epoche des Muschelkalk nach langer Festlandszeit das Meer in die Trierer Bucht und somit auch an die heutige Obermosel zurück. Im Süden erstreckte sich der TethysOzean aus dessen Ablagerungen später die Alpen wurden. Die Trierer Bucht trennte als flacher Randausläufer dieses Ozeans die Rheinische Insel, das damalige Schiefergebirge, von einem Festland im Westen. Bei wüstenhaftem Klima konnten wasserarme Flüsse kaum Sedimente in dieses Randmeer eintragen. Es wurden vor allem kalkreiche Tone, Schluffe und Feinsande, gemeinsam als Mergel bezeichnet, abgelagert. Auch chemische Sedimente wurden abgelagert. Es kam vor allem zu Gipsausscheidungen, wenn der Wasseraustausch mit dem Hauptmeer stark eingeschränkt wurde. Vor etwa 238 Millionen Jahren entstand durch den Rhônegraben eine direkte Meeresstraße zur Tethys. In dieser Zeit formten sich die Namen gebenden, an Muschelschalen reichen Ablagerungen des „Hauptmuschelkalkes“. Zu Beginn dieser marinen Phase bildeten sich Dolomitsteinbänke in einem Ablagerungsraum unter Gezeiteneinfluss. Dolomitsteine sind Kalksteine, deren Minerale durch teilweisen Ersatz von Calcium durch Magnesium stabiler wurden. Sie sind härter und lösungsbeständiger als Kalkstein. Vor etwa 235 Millionen Jahren, im Keuper, wurde das Ablagerungsmilieu der Trierer Bucht wieder stärker vom Festland bestimmt. In einem sehr seicht überfluteten Beckenrandbereich lagerten sich bunt gefärbte Mergel mit Dolomitstein und Gipseinschaltungen ab. Die Obermosel gehört naturräumlich zur Trierer Bucht, die wiederum der nordöstlichste Teil des Pariser Beckens ist. Die Landschaft ist geprägt durch die hellen Dolomitfelsen, die als markante Steilstufen die Moselhänge gliedern. Die Rebflächen finden sich meist in den flacheren Hangpartien unterhalb dieser Steilstufen, wo der Untergrund aus Mergeln mit geringmächtigen Dolomitsteinbänken besteht. Die Böden bestehen hier meist aus einem Gemenge von Mergeln und Dolomitsteinbruchstücken. Entstehung 43 Die Obermosel zwischen Wincheringen und Nittel Dolomitsteine und Mergel (Muschelkalk) Mergel (Keuper) meer und wüstenstrände Bodeneigenschaften Charakteristisch für die Böden an der Obermosel sind hohe Nährstoffgehalte, hohe Nährstoffbindungen bei neutraler bis alkalischer Reaktion und vor allem durchweg hohe Carbonatgehalte. Die schweren toniglehmigen Böden enthalten in unterschiedlichem Maße Dolomitsteinbruchstücke. Sie erwärmen sich im Frühjahr verzögert und können hohe Wassermengen festhalten, ein großer Teil davon ist jedoch sogenanntes „Totwasser“ – es wird vom Boden so fest gebunden, dass es für die Reben nicht nutzbar ist. Die Bodenbearbeitung ist bei feuchten Bodenverhältnissen stark erschwert.

Löss und Terrassensedimente

Vor 2,6 Millionen Jahren begann ein bis heute dauernder Wechsel zwischen Kalt- und Warmzeiten, der in unserer Region mit einer Hebung des Rheinischen Schiefergebirges verbunden war. Unsere heutigen Landschaftsformen und die jüngsten Bodenausgangsgesteine entwickelten sich vor allem in den Kaltzeiten mit ihren enormen Erosionprozessen. An Mosel, Saar und ihren Nebenflüssen wurden Kies- und SandGemenge, sogenannte Flussterrassensedimente abgelagert. Der extreme Frost der Kaltzeiten führte zu einer tiefgreifenden mechanischen Auflockerung und Zerkleinerung der Gesteine. Die dünne und keinesfalls geschlossene Vegetationsdecke bot keinen Schutz gegen den Bodenabtrag. Das abgetragene Material wurde im Laufe der Zeit in immer ausgeprägteren Talungen angesammelt. Dort nahmen die Flüsse das Gemisch aus Sand, Grus, kantigen Steinen und Blöcken auf. Beim Transport wurden Bruchstücke unterschiedlichster Herkunft vermischt, das ständige Aneinanderschlagen oder -mahlen rundete und zerkleinerte sie immer weiter. Es entstanden Gerölle, Kiese, Sande und feinerer Abrieb. Während der Kaltzeiten führten die niedrigen Luft- und Ozeantemperaturen zu geringer Verdunstung, spärlicher Wolkenbildung und minimalen Niederschlägen. Die wasserarmen Flüsse „ertranken“ in ihrer Sedimentfracht und flossen als verzweigte Gerinne durch eine Ebene ihrer selbst aufgeschütteten Ablagerungen, den Terrassenschottern. In den ausklingenden Kaltphasen kam der Wasserkreislauf wieder in Gang. Die Flüsse führten große Mengen Niederschlags- und Schmelzwasser. Jetzt hatten sie die Kraft, sich in ihre Schotter und in den festen Untergrund einzuschneiden, wobei die Kies- und Geröllfracht als „Schleifmittel“ dienten. Die zerschnittene Schotterflur wurde so zu einer als Flussterrasse bezeichneten Verebnung im Gelände, die hangabwärts durch eine Stufe begrenzt war. Mit der nächsten Kaltzeit begann der Zyklus von neuem. Die Folge vieler Kaltzeiten bei fortwährender Hebung bildete schließlich einen in einem tief eingeschnittenen Tal mäandrierenden Fluss. Er hatte einige seiner Mäander abgeschnitten, vom Mittelgebirge isolierte Umlaufberge und Alttäler entstanden. Aus den Schotterfluren und aus anderen vegetationsfreien Gebieten stammt der Löss, ein kalkreicher Staub, der vom Wind aus den vegetationsfreien Flächen ausgeblasen wurde. Zu tausende Meter hohen Staubwolken aufgewirbelt, konnte der Löss über hunderte Kilometer verweht werden, bis er in windgeschützten Lagen oder in Niederungen mit ausreichender Vegetation abgelagert wurde. Dauerhafte geschlossene Pflanzendecken, die sich in Warmzeiten entwickelten, hielten den Löss schließlich endgültig fest.

Großflächig ist Löss in den Tälern von Mosel, Saar und Ruwer und deren Nebenbächen nur als Beimengung in Schuttdecken zu finden. In erosionsgeschützten Positionen kann er jedoch mächtig genug sein, um die Standorteigenschaften zu bestimmen. Dies sind vor allem die Verebnungen von Flussterrassen. In unserer aktuellen Warmzeit, die vor 11.600 Jahren begann, bestimmte das veränderte Klima die Fortentwicklung des Lösses. Bei höheren Temperaturen konnte er teilweise zu Ton zersetzt werden, er verlehmte. Höhere Niederschläge bewirkten im Boden ein Auswaschen des Kalkes. Aus dem entkalkten Oberboden sickerte in der Folge tontrübes Wasser in tiefere, noch nicht entkalkte Bereiche. So bildete sich ein Boden aus entkalktem Lösslehm mit Tonanreicherungshorizont im Unterboden, eine Parabraunerde entstand. Bei fortlaufender Tonverlagerung konnte ein solcher Anreicherungshorizont zum Wasserstauer werden. Solche staunassen Böden nennt man Pseudogley.