Drenthe-stadium, Hondsrug en Warthe eindmorene

Het zal ongeveer 238.000 jaar geleden zijn dat ons land na de warme interval van het Bantega interstadiaal gedurende vele tienduizenden jaren onder invloed kwam van de kou van de Saale-ijstijd. In deze periode maakte ons land kennis met landijs uit Scandinavië.

Drenthe-stadium

De grootschalige vergletsjering van Nederland en aangrenzend Nedersaksen in Duitsland vond plaats in het tweede deel van het Saalien. Dit noemt men het Drenthe-stadium.

De gevolgen van de landijsbedekking waren groot, vooral in Midden-Nederland. Het Veluwe-massief, de Utrechtse heuvelrug, het Montferland en ook de ‘bergen’ in Overijssel ontstonden door de stuwende werking van het landijs. In Noord-Nederland was de ijsbedekking massiever en aaneengesloten. De geschatte ijsdikte bedroeg daar zo'n 750 tot 1000 meter!

Met de afloop van het Bantega-interstadiaal, met in ons land op beperkte schaal bosgroei, eindigde de eerste helft van het Saalien. Daarna volgde een langdurige, tienduizenden jaren durende periode van intensieve kou. In deze periode bereikte  zo'n 220.000 jaar geleden het Scandinavische landijs ons land (MIS 8). Daarna waren waren grote delen van Noord-Duitsland en Nederland bedekt door Scandinavisch landijs. Het landijs bereikte in zijn maximale uitbreiding het Midden van ons land. De zuidrand van het ijs lag ongeveer langs de lijn Leiden – Nijmegen – Montferland en liep verder zuidoostwaarts Duitsland in.

 

De landijsbedekking van noord- en Noordwest-Europa tijdens de Saale-ijstijd.

 

Hoewel de ijsbedekking, hoogstwaarschijnlijk een eenmalige gebeurtenis was, vonden tijdens het opschuiven van het landijs veranderingen in stroomrichting en fluctuaties plaats. Stilstandsfasen en mogelijk zelfs surges hebben sporen achter gelaten, zowel landschappelijk als in de samenstelling van mee-gevoerd gletsjermateriaal. Na reactivering voerde het landijs vaak zwerfsteenmateriaalaan uit andere delen van Scandinavië.

In ons land was sprake van drie hoofdstromen van ijs: Tijdens de oudste stroomrichting was de aanvoer van het landijs NNO-ZZW gericht. De tweede ijsbeweging is jonger en bedekte uiteindelijk de noordelijke helft van ons land. Het ijs bewoog toen in NNW-ZZO richting. De derde stroomrichting was die van de Hondsrug-ijsstroom. De ijsbeweging was toen NNW-ZZO gericht.

Vorming en uitbreiding van de Scandinavische landijskap was in grote lijnen een continu proces, waarbij door het ijs over grote uitgestrektheden een tamelijk uniforme laag grondmorene op de ondergrond werd afgezet. Uit zwerfsteeninventarisaties blijkt dat in deze keileem vooral zwerfsteen-typen uit Zuid- en Midden-Zweden voorkomen. Bij de vergletsjering tijdens het Drenthe-stadium traden fluctuaties op in de ijsaanvoer. Uit aanwezige landschapsvormen en keileemonderzoek zijn in ons land op zijn minst een drietal onderbrekingen in de ijsaanvoer aangetoond.

Eenduidigheid over de gedragingen van het landijs, de stagnaties en de richtingen waarin het ijs voortschoof zijn niet geheel duidelijk, maar zouden het gevolg van periodieke klimaatwisselingen kunnen zijn. Soms werd het kouder, maar even zo vaak werd het iets milder en was er meer of juist minder neerslag. Dit had zijn weerslag op het gedrag van de ijskap. Duidelijk is dat Noord- en Midden-Nederland een aantal malen te maken hadden met actief bewegend, stagnerend en reactiverend ijs. Verder is vastgesteld dat de samenstelling van het meegevoerde morene-materiaal in ruimte en tijd wisselde. Deels zal dit te maken hebben met oscillaties in het landijs. Later in het Saalien had dit ook te maken met het in oostelijke richting opschuiven van de ijsscheiding binnen de ijskap op Scandinavië. Hierdoor kwamen nieuwe gebieden in aanmerking als brongebied voor zwerfstenen.

 

De Utrechtse heuvelrug is een fraai voorbeeld van de stuwende werking van landijs tijdens het Saalien, zo'n 150.000 jaar geleden.

 

 

Fase 1
De eerste keer dat ons land geconfronteerd werd met Scandinavisch landijs vond waarschijnlijk zo'n 220.000 jaar geleden plaats, tijdens MIS 8. De ijsbeweging was toen NNO-ZZW gericht. Later tijdens de vergletsjering kwam het ijs meer uit NO-richting. Processen in de ijskap leiden soms tot plotselinge veranderingen in stroomrichting. Nadat het landijs Noord- en Oost-Groningen was binnengedrongen, stagneerde de ijsaanvoer enige tijd.  


 

Profiel bij Ees (Dr.),met de afzettingen uit drie ijstijden.

De lichtkleurige zandafzetting onder de keileemlaag is geremanieerd wit grindhoudend kwartszand van het stroomstelsel van de Eridanos uit het Vroeg-Pleistoceen.

 

Tijdens Fase 1 gestuwde afzettingen uit het Elsterien langs de N34 zuidelijk van Ees (Dr.)

De overgang van keileem naar onderliggend zand is scherp. De plooitoppen van het gestuwde zandpakket zijn door het rfelatief snel bewegen van de Hondsrug-ijsstroom afgeschaafd. 

 

Door het stagneren van de ijsaanvoer bleef de rand van het landijs in Noord- en Noordoost-Nederland steken. Alleen lokaal schoof de ijsrand soms iets op, om daarna door afsmelting weer terug te wijken. Dit had tot gevolg dat in de ondergrond aanwezige afzettingen uit het Plioceen en Pleistoceen werden opgestuwd. In het landschap ontstonden stuwwallen. In het Oost-Groninger landschap zijn hiervan nog overblijfselen te vinden in de Hasseberg bij Sellingen en het glooiende glaciale landschap bij Onstwedde, Vlagtwedde, Winschoten, Noordbroek en Siddeburen. Ten westen hiervan strekt zich momenteel het brede Hunzedal uit. Vóór het ontstaan hiervan, later in het Saalien, bevonden zich ook hier tot in Oost-Drenthe stuwwallen, die na reactivering van het landijs overreden werden. Deze gordel van afgevlakte en geërodeerde stuwwallen zou later in het Saalien opgeruimd worden door de Hondsrug-ijsstroom.

 

Vergletsjeringsfasen van ons land tijdens het Drenthe-stadium. De blauwe pijl geeft de richting aan van de Hondsrug-ijsstroom.

Fase 1 Noordoost-Nederland

Fase 2 Texel, Gaasterland, Steenwijk, Zuidwolde

Fase 3 Hoorn, Urk, Vollenhove en Oost-Overijssel

Fase 4 Leiden, Zuidelijke Veluwezoom, Nijmegen, Montferland

 

 

Het zwerfsteenspectrum van deze eerste vergletsjeringsfase is West-Baltisch. Zwerfsteensoorten uit Zuid-Zweden zijn dominant aanwezig, naast veel vuursteen uit de zuidelijke Oostzee en Denemarken. De keileem die na reactivering van het ijs na deze eerste fase op de ondergrond van Groningen, Drenthe en Friesland werd afgezet, bevat naast veel zwerfstenen uit Zuid-Zweden ook talrijke zwerfsteentypen uit Midden-Zweden, en ook veel vuursteen.

Fase 2
Tijdens de tweede vergletsjeringsfase schoof het landijs verder zuidwaarts tot de lijn Texel-Gaasterland-Zuidwolde-Coevorden. In deze fase bewoog het ijs zich zuidwaarts over een ondergrond van voornamelijk fijnkorrelig zand. Langs deze lijn ontstonden ook weer stuwwallen. Ook een deel van oostelijk Overijssel werd door ijs bedekt. De stuwwallen zijn nog te herkennen
aan de Hoge Berg op Texel, het landschap op Wieringen, het glooiende karakter van Gaasterland met zijn kliffen en de Havelterberg in Zuidwest-Drenthe. De stuwwalresten, zuidelijk hiervan, die zich van Hoorn, via Urk naar Vollenhove uitstrekken, behoren waarschijnlijk tot dezelfde fase. Door stuwwerking bereikt keileem in deze stuwwallen hier en daar grote diktes. De stuw-walreeks Hoorn-Urk-Vollenhove zou veroorzaakt kunnen zijn door een snelle voortbeweging van het landijs. Dit wordt glacier surge genoemd. Het plotselinge vooruitschuiven van de landijsrand en de vorming van grote ijslobben kan veroorzaakt zijn door verschillen in massabalans van de landijsmassa.

 

De Archemerberg in Overijssel is tijdens fase 3 door stuwwerking van het landijs ontstaan

 

Tijdens fase 1 en 2 is door het landijs grondmorene op de ondergrond van Friesland, Groningen en Drenthe afgezet met een West-Baltisch karakter. In deze keileem komen vooral zwerfstenen voor uit Zuid- en Midden-Zweden. Verder bevat deze keileem veel vuursteen, afkomstig uit de zuideliojke Oostzee en Denemarken.

In deze fase werd een 1 tot 2,5 meter dikke West-Baltische grondmorene uit de zool van het landijs op de ondergrond afgezet. Deze had in hoofdlijnen dezelfde samenstelling als die uit de eerste fase. In de keileem-indeling van Zandstra (1976, 1983) wordt deze grondmorene Heerenveen-keileem genoemd. Het aandeel aan Zuid-Baltische gesteenten en die uit Midden-Zweden (Dalarne) is groot. Over kleine afstanden kunnen de verschillen in zwerfsteensamenstelling soms groot zijn. Dit heeft te maken met lokale verschillen in het ijs. In ijskappen beweegt ijs zich onder meer in lamellen boven elkaar. Deze kunnen verschillen in richting, samenstelling en snelheid.

Schollen-keileem

In een groot gebied komen op en in de Heerenveen-keileem onregelmatige partijen, lenzen en strepen voor van een kleiig type rode keileem met een Oost-Baltische samenstelling. Deze schollenleem toont meestal een scherpe overgang naar de omringende Heerenveen-keileem. De grootte van de keileemschollen wisselt van keileemstrepen van een paar decimeter dik, tot enige meters en zelfs tot een paar honderd meter in doorsnede. Rode schollen-keileem is aangetroffen in de Noordoostpolder (Urk, Tollenbeek), langs het IJsselmeer bij Vollenhove, in Gaasterland (Rode klif) en in het oosten en noordoosten van Friesland. De aanwezigheid van schollenleem in de bodem is te herkennen aan de talrijke rapakivi-granieten die erin voorkomen. In de keileemindeling van Zandstra (1976,1983) wordt kalkrijke schollen-keileem tot het Voorst-type gerekend. Ontkalkt is dit het Oudemirdum-type.

 

Voorst-keileem  bij Gieten (Dr.)

Dit keileemtype heeft een rossig roodbruine kleur en is vaak kleirijk. Meer zandige typen met ook meer zwerfstenen komen ook voor. Voorstkeileem vormt onregelmatige slierten, lenzen en partijen te midden van andere keileemtypen. zoals in Heerenveelkeileem en in Nieuweschootkeileem.

 

Voorstkeileem met kalkconcreties bij Gieten (Dr.)

In de klei- en kalkrijke varianten van Voorstkeileem komen talrijke lichtkleurige kalkconcreties voor (pijlen). In vorm lijken ze wel op de bekende kalkconcreties in lössafzettingen in Zuid-Limburg.

Fase 3
Tijdens deze fase bereikte het landijs zijn maximale uitbreiding. Het landijs vertoonde een radiaal stromingspatroon en bewoog in WZW-richting. Door stuwwerking ontstond hierdoor de oostelijke Veluwerand. Uiteindelijk stagneerde de landijsrand in Midden-Nederland. De voorrand van het landijs liep toen van Vogelenzang bij Haarlem, via Utrecht richting Nijmegen en zo verder via Kleef en Düsseldorf naar het oosten, Duitsland in. De aanwezigheid van grove rivierzanden in Midden-Nederland bemoeilijkte het voortbewegen van het landijs, waardoor dit vertraagde. Alleen via laagtes en in rivierdalen kon het ijs zich nog enigszins naar het zuiden uitbreiden. De vorming van ijstongen heeft het landschap in Midden-Nederland letterlijk op zijn kop gezet. Opzij van diepe tongbekkens ontstonden imposante stuwheuvelcomplexen, zoals die in het Montferland bij Nijmegen, op en langs de Veluwe en delen van de Utrechtse heuvelrug. Ook verder westwaarts in de omgeving van Amsterdam ontstonden in die tijd stuwheuvels, maar deze zijn niet meer te zien doordat ze in het Holoceen bedekt raakten door jongere afzettingen. De stuwheuvelgebieden in Midden-Nederland vormen momenteel onze mooiste natuurgebieden.

 

Het sterk ingesneden landschap bij de Posbank bij Rheden (Gld.)

De zuidelijke begrenzing van het landijs in fase 3 wordt vandaag de dag gemarkeerd door een langgerekte gordel van stuwheuvels. De zuidelijke Veluwerand en de Utrechtse heuvelrug zijn hiervan duidelijke voorbeelden. 

 

Eindfase en ijsstromen

Nadat het landijs zijn maximale zuidrand in Midden-Nederland bereikt had, lagen uitgestrekte delen van de landijsbedekking stil en degenereerden tot dood ijs. Vergletsjeringsfase 3 was de laatste en leidde het einde in van de landijsbedekking in ons land. De aanvoerrichting van het landijs was heel anders dan in de vorige fase. Hoewel nog veel onduidelijk is, kwam het ijs uit het noordwesten, het Noordzeegebied. Deze ijsrichting zou het gevolg geweest kunnen zijn van de ontmoeting van de Scandinavische ijskap met die op Schotland. Een deel van het ijs werd hierdoor gedwongen noordwaarts af te vloeien, richting Atlantische Oceaan. Een ander deel stroomde in ZZO-richting.

 

Tijdens de laatste fase van de ijsbedekiing van ons land ontstond in het Noordzeegebied een ijsstroom, die in zuidoostelijke richting uitwaaierend, doorschoof tot in het Münsterland in Duitsland. (Gewijzigd naar Pierik, 2010)

 

Het naar het zuiden stromende landijs volgde twee stroombanen. Een westelijke ijsstroom tussen Gaasterland en Wieringen bewoog te midden van een massa dood ijs in de richting van de Gelderse Vallei. Hierbij werd onder meer de Utrechtse heuvelrug gevormd. Een oostelijke ijsstroom, die Hondsrug-ijsstroom genoemd wordt, stroomde in ZZO-richting over delen van Groningen, Oost-Drenthe en Overijssel tot voorbij de stad Münster in Duitsland. De grondmorenes die door beide ijsstromen afgezet werden, verschillen in samenstelling. In de Gelderse Vallei komen vooral zwerfsteen-typen voor uit het Midden-Balticum (Uppland en aangrenzend Oostzeegebied). De twee keileem-typen die door de Hondsrug-ijsstroom zijn afgezet, hebben een Oost-Baltische samenstelling. Na fase 3 warmde het klimaat op en verdween het landijs uit ons land.

 

IJsstromen spelen een zeer belangrijke rol in de drainage van ijs in de randgebieden van de ijskap op Antarctica. De Hondsrug-ijsstroom vervulde in de laatste fase van het Saalien een vergelijkbare functie.

 

De Hondsrug-ijsstroom

IJsstromen zijn geen unieke verschijnselen. In de randgebieden van de Antarctische ijskap treden ze ook op, vooral in West-Antarctica. In zekere zin zijn ijsstromen te vergelijken met rivieren, maar dan van ijs. In de bovenloop zijn de ijsstromen sterk vertakt en draineren zo een groot areaal aan ijs. De ijsafvoer in ijsstromen is enorm. Tegelijkertijd voeren ze ook veel sediment en gletsjerpuin mee. Dit komt doordat het ijs in een ijsstroom sneller beweegt dan het ijs er omheen. Op Antarctica voeren ijsstromen zo’n 90 % van al het ijs af naar zee, hoewel ze maar 10% van het ijsoppervlak beslaan. Het immens grote Ross-ijsplateau op West-Antarctica wordt door ijsstromen gevoed.

 

 Op West-Antarctica is de ijskap veel instabieler dan die op Oost-Antarctica. Dit blijkt vooral uit het voorkomen van talloze sterk vertakte ijsstromen. Het immens grote Ross ijsplateau wordt door  ijsstromen gevoed. Hoewel ijsstromen maar 10 % van de landijskap beslaan voeren ze ca. 90% van al het ijs af.

 

 

Opvallend is de relatief grote snelheid waarmee het ijs in ijsstromen richting zee stroomt. Dergelijke 'ijsrivieren' zijn als drainagesysteem te vergelijken met de functie die de Hondsrug-ijsstroom op het laatst van de Saale-ijstijd in de Scandinavische landijskap moet hebben gehad.

Deformatie en erosie van de ondergrond

Ruggen en dalen

De keileemruggen in Oost-Drenthe zijn ontstaan door het relatief snelbewegende ijs van de Hondsrug ijsstroom.

1. Hondsrug, 2. Tynaarlorug, 3. Rolderrug, 4. Zeijenrug, 5. Norgerrug

 

In het randgebied van de enorm uitgestrekte landijskap in de Saale-ijstijd, vormde de Hondsrug-ijsstroom een vergelijkbaar afvoersysteem. Het draineerde stroomopwaarts een deel van het snel in dikte toenemende ijsveld. Hoewel ogenschijnlijk uniek, heeft het er alle schijn van dat de Hondsrug-ijstroom in de Saale-ijstijd niet op zichzelf stond. Naar analogie van Antarctica zullen in de randzones van de Saale-ijskap meer ijsstromen hebben bestaan. Jammer genoeg zijn daarvan geen sporen in het landschap achtergebleven, behalve misschien bij Syke, zuidelijk van Bremen in Duitsland en verder oostwaarts in Polen.

Het relatief snel bewegende ijs van de Hondsrug-ijsstroom oefende een grote invloed uit op de ondergrond. Het bestaande reliëf werd door het ijs volkomen afgevlakt en de ondergrond gedeformeerd. Onder het ijs ontstonden door drukverschillen een vijftal vlakke, parallel aan elkaar verlopende zand/keileemruggen. Deze zijn van elkaar gescheiden door laagtes. Van oost naar west onderscheiden we de Hondsrug, de Tynaarlo-rug, de Rolder- of Sleener-rug en de Zeijen-rug. Bij Norg is nog een vijfde keileemrug aanwezig, maar deze is in het landschap niet op te merken. De zandrug bij Norg verraadt zich door het Oost-Baltische zwerfsteengezelschap dat daar plaatselijk veel voorkomt. Van de vijf ruggen zijn de Hondsrug en de Rolde-rug het duidelijkst ontwikkeld. Beide zijn respectievelijk 70 en 60km lang en maximaal zo’n 4km breed. De Hondsrug zelf bestaat over zijn volle lengte uit twee takken. Beide zijn door een laagte van elkaar gescheiden. Beide Hondsrugtakken worden gemarkeerd door snoeren esdorpen.

 

In Oost-Drenthe, met een voortzetting in de provincie Groningen, is als gevolg van de relatief snelle ijsbeweging van de Hondsrug-ijsstroom een reeks parallel geöriënteerde lage keileemruggen ontstaan. De richting ervan komt overeen met de bewegingsrichting van het ijs.

 

Het geheel van ruggen en tussen gelegen laagtes in Oost-Drenthe en aangrenzend Groningen staat bekend als het Hondsrug-complex. De parallel verlopende zand/keileemruggen duidt men in de geologie aan als mega-flutes. In vaktermen noemt men deze terreinvormen ’mega-scale glacial lineations (MSGL).

 

Terzijde:

Het ijs van de Hondsrug-ijsstroom bewoog relatief snel. Maar hoe snel is snel? Het is vrijwel zeker dat de aanvoer van landijs op het laatst van het Saalien stagneerde. De ‘fut’ was er uit. Hierdoor was in grote gebieden sprake van ‘dood’ ofwel stilliggend ijs. Het ijs van de Hondsrug-ijsstroom zal in vergelijking hiermee snel hebben gestroomd. Toch zal de stroomsnelheid van het ijs van de Hondrug-ijsstroom in Oost-Drenthe niet groter zijn geweest dan enige honderden meters tot hooguit enkele kilometers per jaar.

 

Warthe-stadium

Het verdwijnen van het landijs in Nederland na het Drenthe-stadium in de Saale-ijstijd, zo’n 150.000 jaar geleden, vormde de opmaat naar een warmer klimaat. In de meeste publicaties wordt er vanuit gegaan dat dit het warmere Eem-interglaciaal (Eemien) is, maar dit is niet juist. Hoewel het klimaat voor langere tijd inderdaad warmer werd en het landijs zich terug trok tot in het Oostzee-gebied bij Zuid-Zweden, volgde ongeveer 143.000 jaar geleden opnieuw een koude episode. Het ijsfront van de Scandinavische ijskap schoof hierbij opnieuw zuidwaarts over de zuidelijke Oostzee tot vrij ver in de Noord-Duitse laagvlakte. De voorrand van het landijs bereikte toen tussen Bremen en Hamburg zijn uiterste zuidgrens. Deze grootschalige vergletsjering duidt men aan als Warthe-stadium.

 

 

De onderbroken lijn markeert de grens van de vergletsering tijdens het Warthe-stadium. De doorgaande zwarte lijn zuidelijk daarvan geeft de grens van de vergletsjering aan tijdens het maximum van de Saale-ijstijd. Toen bedekte Scandinavisch landijs de noordelijke helft van Nederland.

 

De langdurige warme interval tussen het Drenthe- en het Warthe-stadium wordt wel het Seyda-interstadiaal genoemd. In Duitse literatuur is hiervoor ook wel de naam ‘Treene-interglaciaal’ gebruikt. Omdat deze warme episode enige duizenden jaren heeft geduurd, konden zich in deze tijd onder invloed van de vegetatie duidelijk ontwikkelde bodems vormen. Volgens sommige onderzoekers zou dit kunnen wijzen op interglaciale omstandigheden. Op grond van het ontbreken van mariene afzettingen uit die tijd, beschouwen kwartair-geologen het Warthe-stadium echter niet als een aparte ijstijd, maar beschouwen deze als de laatste koudefase van het Saalien.

 

 

Het stagneren van de ijsrand tijdens het Warthe-stadium heeft bij Hamburg en zuidoostelijk daarvan in het Wendland een fraai geaccidenteerd landschap doen ontstaan.

De eindmorenegordel van het Warthe-stadium is op de meeste plaatsen markant in het landschap aanwezig.

 

 

Oost-Baltische zwerfsteenkarakter

Tijdens het Warthe-stadium werd het landijs in eerste instantie uit Midden- en Zuid-Zweden aangevoerd. In een latere fase gevolgd door ijs dat via een oostelijker traject door de Oostzee naar het zuiden en vervolgens naar het westen bewoog. Dit laatste ijs had een uitgesproken Oost-Baltisch karakter, terwijl het ijs eerder in deze fase een West-Baltische herkomst had. Dit verklaart waarom op verschillende plaatsen in het Wendland in Duitsland West- en Oost-Baltische zwerfsteentypen door elkaar gevonden worden. Dit laatste wordt heel duidelijk gedemonstreerd in zandgroeven bij Vastorf, zuidoostelijk van Lüneburg, en ook in het gebied van de Göhrde, verder naar het zuidoosten, bij Hitzacker.

 

 

In het Wendland, zuidoostelijk van Lüneburg, is de Saale-keileem op veel plaatsen door erosie verdwenen.

Aangezien in het gebied sprake is van twee elkaar bedekkende keilemen met een verschillend zwerfsteengezelschap, is op plaatsen waar keileem ontbreekt sprake van vermenging. Met name in de Göhrde bij het plaatsje Govelin zijn op de akkers enorm veel stenen van West- en Oost-Baltische herkomst door elkaar te vinden.

 

Hopen met 'Lesesteine' die afkomstig zijn van enkele akkers bij Govelin. 

De rijkdom aan zwerfstenen is vooral te danken aan de Oost-Baltische keileem die tijdens het Warthe-stadium in dit gebied is afgezet. Rapakivi's zijn hier bijzonder veel te vinden.

Windkanter van graniet - Zwerfsteen van Govelin.

 Door het op grote schaal verstuiven van fijn smeltwaterzand in de Göhrde zijn in het Pleniglaciaal bij Govelin zeer veel windkanters ontstaan. De grootste meten meer dan een meter!

Zandsteen met Diplocraterion - Zwerfsteen van Govelin.

Kwartsitische zandstenen met Vroeg-Cambrische levenssporen worden zuidoostelijk van Lüneburg veel gevonden. Ze zijn van West-Baltische oorsprong (Zuid-Zweden).

Kokerzandsteen - Zwerfsteen van Govelin.

Is een variant van de bekende buizenzandsteen (Skolithos).  Het oppervlak van de steen is door verstuivend zand geabradeerd. De andere zijde is als windkanter ontwikkeld. Kokerzandsteen komt uit Zuid-Zweden en is  van West-Baltische oorsprong.

 

 

Aland kwarts-porfier - Zwerfsteen van Govelin

Deze en andere rapakivi-gesteenten komen in de Warthe-afzettingen bijzonder veel voor. Aland kwarts-porfier is van Oost-Baltische oorsprong.

Finse graniet-porfier - Zwerfsteen van Govelin.

Dit gidsgesteente uit de rapakivi-familie is op de Hondsrug een veel voorkomende, variabele zwerfsteensoort. Bij Govelin is dit niet anders.

Porfierische Kökar rapakivi-graniet  - Zwerfsteen van Bussau (Wendland).

De gezaagde zwerfsteen werd aangetroffen op het kerkhof van het plaatsje Bussau. Het is een prachtig voorbeeld van een porfier-graniet met vooral in het rechter gedeelte veel plagioklaas-omrande ovoïden. Dit betekent dat deze rapakivi-graniet een overgang vormt naar Viborgiet.

Rode Jotnische vlekken-zandsteen - Zwerfsteen van Govelin.

Net als op de Hondsrug zijn rode en paarsrode Oost-Baltische vlekken-zandstenen in het Warthe-gebied zuidoostelijk van Lüneburg niet zeldzaam. De toevoeging 'Jotnisch' houdt in dat deze zandstenen van Precambrische (Jotnium) ouderdom zijn. Ze zijn afkomstig uit de noordelijke Oostzee en vooral uit de Botnische Golf.

 

 

Warthe eindmorene-gordel

Het Warthe-ijs drong zover zuidwaarts op dat het grote delen van oostelijk Nedersaksen bedekte. In de noordelijke delen van de Lüneburgerheide en de Altmark werden indrukwekkende stuwwalcomplexen gevormd. Tussen Bremen en Hamburg op de A1 bij Hollenstedt is dit vanuit de auto zeer goed te zien. Het uitzicht vanaf de hoogte bij Hollenstedt over het veel lager gelegen gletsjerbekken richting Hamburg is indrukwekkend.

De gestuwde eindmorene van het Warthe-stadium tekent zich zo duidelijk in het landschap af, dat Duitse kwartairgeologen enige tijd van mening waren dat deze moreneboog de uiterste zuidgrens van het landijs uit het Weichselien aangaf. Echter, in de Weichsel-ijstijd lag de rand van het landijs iets oostelijk van Hamburg. Nieuw onderzoek lijkt aan te geven dat het ijs van het Warthe-stadium zich in Nedersaksen nog verder naar het westen heeft uitgestrekt dan tot dusver wordt aangenomen. Met het wegsmelten van het Warthe-ijs eindigde ook de Saale-ijstijd. Hierna volgde de overgang naar het warme Eemien. Wel wordt de overgang gemarkeerd door een aantal kortstondige klimaatswisselingen, wellicht vergelijkbaar met die aan het eind van de Weichsel-ijstijd.

 

'Elbeblick' vanaf de Weinberg bij Hitzacker.

 Op de ruim veertig meter hoge Weinberg bij Hitzacker (met inderdaad een kleine wijngaard) heb je een prachtig uitzicht over de rivier de Elbe. Van hieruit kijk je tot ver in het Mecklenburgerland. De smalle rand aan de horizon boven de donkere bosrand markeert de eindmorene van het landijs uit het Weichselien. In Duitsland spreekt men daarom van 'Altmoräne' waar het afzettingen betreft uit het Warthe-stadium en 'Jungmoräne' als deze tijdens de Weichsel-ijstijd zijn gevormd.