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Albert-Ludwigs-Universität Freiburg

Institut für physische Geographie

Skript zur

Geomorphologievorlesung

WS 1997 / 98

von Prof. Dr. Bernhard Metz

mit ausführlichem Fragen- / Antwortenkatalog für Examensprüfungen

Angefertigt von

Jörg Georgi und Stefan Mannes

INHALT

1. Einleitung *

1.1. Geomorphologie: Begriff und Lehrinhalt *

1.2. Geschichte der Geomorphologie + 1.3. Klassische Lehrwerke *

2. Die Erde *

2.1. Großformen der Erdoberfläche *

2.2. Erdgeschichte *

2.3. Die Gesteine der Erde und ihre Entstehung *

3. Die formenbildenden Kräfte *

3.1. Endogene Kräfte und Vorgänge *

3.2. Exogene Kräfte und Vorgänge *

4. Geomorphologisch – anthropogene Problemfelder *

4.1. Probleme der arktischen Regionen *

4.2. Probleme der Mittleren Breiten *

4.3. Probleme der Wüstenregionen *

4.4. Probleme der feuchten Tropen *

5. Anwendungsfelder der Geomorphologie *

5.1. Urbangeomorphologie *

5.2. Verhinderung menschlich verstärkter Erosion *

5.3. Exploration von Lagerstätten *

5.4. Sonstiges *

6. Die Formung der Erdoberfläche unter dem Einfluß des Menschen *

6.1. Formen *

6.2. Anthropogene Veränderung natürlicher Kräfte und Vorgänge *

6.3. Versuch einer räumlichen Ordnung der anthropogenen Einflüsse *

6.4. Komplexe Wirkungsgefüge *

7. Literatur *


1. Einleitung

1.1. Geomorphologie: Begriff und Lehrinhalt

Definition: Geomorphologie ist die Lehre von der Gestalt der Erde.

Begriff wurde lange diskutiert. Heute reicht folgende Definition:

Geomorphologie ist die Lehre von der Erscheinung, dem Vorkommen und der Entstehung der Formen der Erdoberfläche

Unterscheidend: Geomorphographie ist nur beschreibend, Geomorphogenese erklärt die Beschreibung.

Für W.M.DAVIS war die Geomorphologie die erklärende Beschreibung der Landformen.

1.2. Geschichte der Geomorphologie + 1.3. Klassische Lehrwerke

Zahlreiche Paradigmenwechsel gegeben: Plutonisten (nur vulkanische Ursachen), Neptunisten (nur Wasser als Agens), Evolutionisten und Katastrophisten.

Wichtige Stationen:

1802 J.PLAYFAIRS "Glazialerosion"

1863 A.C.RAMSEYS Widerstandsfähigkeit der Gesteine und Wirkung auf Formen, außerdem erstmals Begriff der Schichtstufen

1876 J.W.POWELL Endrumpffläche

1877 G.K.GILBERTS Entstehung von Oberflächenformen

1850 K.F.NAUMANNS "Geognosie" und Begriff der Morphologie der Erdoberfläche

1886 F. FRHR. v. RICHTHOFEN: "Führer für Forschungsreisende"

1899 W.M.DAVIS‘ "The geographical cycle" (Dreisprung Jugend, Reife, Alter)

Dagegen wandten sich ALBRECHT PENCK, A. HETTNER, S. PASSARGE, und WALTER PENCK, die Abtragung gleichzeitig mit Bewegung erkannten. Dagegen sprach auch die Nachbarschaft unterschiedlicher Formen.

1924 W.PENCK: "Die morphologische Analyse"; Nähe zu Geologen Wegener und der damals aktuellen Kontinentaldrifttheorie

Verfechter der Theorie von DAVIS waren außerdem E. DE MORTANNE, H. BAULIG (brachte dreisprachiges Wörterbuch raus), P. G. WORCESTER

Wichtige Deutsche:

Julius Büdel, Heribert Louis (Louis / Fischer: Die Geomorphologie)

2. Die Erde

Alter rund 5 bis 5,5 Mrd. Jahre

2.1. Großformen der Erdoberfläche

Siehe Hypsographische Kurve

2.2. Erdgeschichte

Welche Prozesse bedingen die Eigentemperatur unseres Planeten ?

Die Bewegungsenergie der in der Akkumulationsphase der Hauptmasse eingefangenen Partikel.
Die gravitationsbedingte Kompressionswärme in der Konsolidierungsphase (vgl. Gletscherwasser)
Die Absorption der beim radioaktiven Zerfall entstehenden Wärme
Nach einer Mrd. Jahre kam es zu einem kritischen Punkt: Eisen schmolz in einer Tiefe von 800-1000m und sank in das Erdinnere, wo es leichteres Material verdrängte. Aus einem homogenen Planeten wurde ein zonierter Körper, der sich aus Kern, Mantel und Kruste zusammensetzt. Die Entmischung bewirkte eine Gasfreisetzung, die zur Ausbildung der Atmosphäre führte.

Welche vier chemischen Elemente bauen 90% der Gesamtmasse der Erde auf ?

Eisen, Sauerstoff, Silizium, Magnesium. Mit Nickel, Schwefel, Kalzium und Aluminium hat man 99%. Die Reihenfolge nach Vorkommen ist Sauerstoff, Silizium, Aluminium und Eisen, das nur gering in der Kruste verbreitet ist (6% des Gesamteisens).

(gesamte Erde und Erdkruste) 35% Eisen(6%), 30% Sauerstoff (46%), 15% Silizium (28%),13% Magnesium(4%)

Der Schalenbau der Erde entspricht einer chemischen Zonierung, allerdings nicht nach den einzelnen Elementen, sondern nach den chemischen Verbindungen. Feldspäte kommen z.B. in der Kruste wegen ihres niedrigen Schmelzpunktes häufiger vor (Al, Mg,...)

Die unterschiedlichen Dichteverhältnisse bedingen Spannungen zwischen den Schalen.

Die Temperaturverteilung ist eine Funktion des Wärmeflusses (Radioaktiver Zerfall und Wärme durch Abbremsung der Rotation). Globaler Mittelwert des terrestrischen Wärmeflusses ca. 63 W/m²; Extremwerte 25 W/m² (präkambrische Schilde) und 125 W/m² (aktive Zonen des mittelozeanischen Rücken)

Nennen sie den globalen Mittelwert der geothermischen Tiefenstufe.

Zunahme für alte Festlandsbereiche (Fennoskandischer

Schild, Afrika, Kanadischer Schild): 1°C/110m

Geologisch junge Bereiche: 1°C/15-20m

globaler Mittelwert: 1°C/33m

Unterschiedliche Elemente und Erhitzung bedingen unterschiedliche Plastizität und Viskosität. Die traditionell vertikale Gliederung muß etwas modifiziert werden.

Schale: untergliedert in kontinentale (-45km mächtig) und ozeanische Kruste (-9km), früher als SiAl und SiMa bezeichnet. Zwischen Kruste und Mantel tritt eine Sprungschicht (Moho) auf, die aufgrund der Isostasie (MS 28) und der unterschiedlich tief reichenden Krustenteile nicht als Hülle auf gleichem Niveau zu sehen ist, sondern ebenfalls unterschiedlich tief vorkommt.

Was versteht man unter der Mohorovicic-Diskontinuität ?

Untere Begrenzung der Kruste durch weltweit nachweisbare seismische Sprungschicht, an der die Geschwindigkeit der Longitudinal- oder P-Wellen von 7,5 auf 8,1 km/s ansteigt (Zunahme der Gesteinsdichte). Nach Entdecker (1909) Mohorovicic-Diskontinuität bzw. Moho-Grenze.

Mantel: Ebenfalls zweigeteilt in Lithosphäre(gr. Stein. Starre Zone mit höherer Viskosität im oberen Teil des oberen Mantels; Dicke ca. 100 km; umfaßt von 0-45 km die Erdkruste; schwimmt in darunterliegender Asthenosphäre; reagiert wegen Sprödigkeit mit Bruch, also Zerlegung in Platten) und Asthenosphäre (gr. weich. Zone mit relativ geringer Viskosität in 100-350 km Tiefe; obere Begrenzung durc0

2.3. Die Gesteine der Erde und ihre Entstehung

Welche Kriterien führen zu einer Klassifizierung der Gesteine ?

Zur Klassifizierung der Gesteine werden i.A. die Bildungsbedingungen und der Mineralgehalt als Kriterien herangezogen. Nach den Bildungsbedingungen gliedert man die Gesteine der Erdrinde in Magmatite, Sedimentite und Metamorphite.

Neubildung von Material geschieht im Kreislauf der Gesteine. Die Gesteine weisen deutliche Unterschiede bei der Zusammensetzung und Anfälligkeit. Kompaktes Material wie Basalt ist weniger anfällig als poröses. Wenn verwittertes Material abtransportiert wird, kommt es in den Sedimentationsprozeß, in dem es durch Diagenese zum Sedimentit wird. Metamorphoses Gestein kann durch Verlagerung angeschmolzen werden.

Die Zusammensetzung kann eines oder mehrere Mineralien enthalten

Magmatite werden unterschieden nach sauren (SiO2> 65%), intermediären (SiO2 52-64%) und basischen (SiO2 < 52%).

Granit verwittert leichter als z.B. Quarzporphyr, da seine gröberen Mineralbestandteile eine größere interne Spannung bedingen, als dies im homogenen Mineralienverband möglich wäre.

Sedimentite haben eine von Magmatiten grundsätzlich unterschiedliche Struktur und Komponenten. Bindemittel sind Ton, Kalk, eisenhaltige Minerale. Auch ungefestigtes Sediment ist eine Gestein (Löß). Sandstein ist am weitesten verbreitet. 90% aller Sedimente bestehen aus Sand und Ton. Wichtig sind die verschiedenen Korngrößen der Lockergesteine. Chemische Sedimente entstanden durch Eindampfungsprozesse (Gips, Salz, Oolithe; letztere in den Brandungszonen von Flachmeeren in den Trockenzonen).

Limnisch bezeichnet Süß- und Mischwasserbereiche (z.B. an der Küste). Kalksinter entsteht als chemisches Sediment beim Austritt übersättigter Lösungen an der Atmosphäre (z.B. Travertin). Korallen- und Kreidekalke sind biogene Sedimente. Stark tonhaltige Gesteine werden als Mergelbezeichnet. Je reiner ein Kalk ist, desto wasserdichter ist er und desto anfälliger für Erosion, wenn er an der Oberfläche ansteht. Salze findet man niemals in humiden Gebieten an der Oberfläche. In Kalkgebieten ruht meist der Oberflächenabfluß, das Wasser fließt unterirdisch ab. Allerdings kann es Reliktformen geben wie z.B. Trockentäler.

Was versteht man unter dem Begriff der Fazies?

Begriff der Geologie für die Gesamtheit aller Merkmale eines Sedimentgesteins, die von den geoökologischen Randbedingungen und den geomorphologischen Prozessen bestimmt sind. Beschränkt sich der Begriff auf den Fossiliengehalt, wird von Biofazies gesprochen. Steht der Gesteinscharakter im Mittelpunkt, kann man von Petrofazies sprechen. Gleichartige geologische Faziesverhältnisse werden, unabhängig von Altersbeziehungen als isopisch, verschiedenartige als heterotopisch bezeichnet. Außerdem werden unterschieden:

terrestrische bzw. kontinentale Fazies (Land-Fazies), die man weiterhin nach äolischer (Löß, Flugsand) und glazialer Fazies (Moränen) gliedert.
limnische oder Süßwasser-Fazies unterscheidet fluviale (fließend Gewässer), lakustrine (Seeablagerungen) und lagunäre (Brackwasser) Fazies
marine oder Meeres-Fazies unterscheidet nach litoraler (strandnah) oder Strand-Fazies, Riff-Fazies, neritischer Fazies (Seeablagerungen) und abyssisc012
3. Die formenbildenden Kräfte

3.1. Endogene Kräfte und Vorgänge

3.1.1. Tektonik

Welche Fakten waren für A.Wegener Beweis für seine Theorie der Kontinentaldrift ?

Theorie von A. Wegener 1912. Ursprünglich ein einziger Urkontinent (Pangäa), der im Mesozoikum vor 200 Mio. Jahren in einzelne Kontinentalschollen zerfiel. Kontinente (SiAl) driften seitdem schwimmend auf zähflüssigerem Material (SiMa) aufgrund der Isostasie auseinander. Weitere Belege:

Übereinstimmung der Küstenkonfiguration beiderseits des Atlantik
Fortsetzung von Gebirgszügen beiderseits des Atlantik
übereinstimmende fossile Fauna und Flora beiderseits des Atlantik
Verbreitung vergleichbarer permo-karboner Vereisungsspuren (Tillite) beiderseits des Atlantik.
für verschiedene Kontinente unterschiedlich Bahn der scheinbaren Verlagerung des magnetischen Pols (Polwanderung)
Pangäa setzte sich aus Laurasia und Gondwana zusammen, die heute die alten Kontinentalkerne bilden. Der Beginn der Kontinentaldrift(nach Wegener) war vor etwa 180 Mio. Jahren. Bis in die 60er Jahre verwarf man die Theorie, bis mit der sog. "Knetschkugel" die Plattendrift anerkannt wurde. Damit begann auch die Meeresbodenforschung und der Paläomagnetismus, der die Konservierung der magnetischen Ausrichtung in den Gesteinen bei der Auskühlung untersucht.

Zur Tektonik kommt es, weil die ozeanische und die kontinentale Kruste mit der Lithosphäre bis in 80-100km Tiefe eine starre Einheit bilden, die auf der viskoseren Asthenosphäre schwimmen. Man rechnet heute rund 20 Platten.

Man unterscheidet abhängig von der Plattenbewegung drei Plattengrenztypen:

konstruktive Plattengrenze: zwei Platten bewegen sich voneinander weg, durch Magmaaufstieg entstehen mittelozeanische Rücken, in deren Zentrum neues Krustenmaterial gebildet wird (seafloor-spreading: Aufsteigen von Magma an den Mittelozeanischen Rücken, d.h. Neuproduktion von Erdkruste und damit Auseinanderdriften der Kontinente. Rund 1 cm/a pro Flanke (Island) bzw. 12 cm/a im Äquatorialpazifik)
destruktive Plattengrenze: zwei Platten bewegen sich aufeinander zu, wobei zwangsläufig die eine unter die andere abtaucht, so daß Krustenmaterial in die Asthenosphäre zurück gelangt. Die kalte Platte und mitgeführte Sedimente verursachen Wärmeanomalien, wodurch Vulkanismus entsteht bzw. Magmamintrusionen in der untertauchten kontinentalen Kruste. Durch Kompressionsdruck werden Gebirge aufgefaltet, Gesteine zu Metamorphiten umgewandelt usw. Bei Kollision von Kontinenten erfährt die kontinentale Kruste aufgrund der geringen Dichte einen Auftrieb und wird nicht subduziert aber es werden Faltengebirge aufgefaltet. Man kann heute anhand der Gebirge ehemalige Plattengrenzen erkennen, wie z.B. am Ural. Abriß der Lithosphärenplatte und Bildung einer neuen Subduktionszone. Im Bereich der Subduktionszonen entstehen Tiefseegräben. Beispiele: Himalaja (kontinental kollidiert mit kontinental), Kettengebirge Anden (ozeanisch unter kontinental), Antillen (ozeanisch unter ozeanisch und Entstehung vulkanischer Inselbögen)
konservative Plattengrenze: zwei Platten bewegen sich entlang von transform faults (Transformstörungen) aneinander vorbei, ohne daß es zur Neubildung oder Zerstörung von Erdkruste kommt wie z.B. San Andreas Verwerfung
Plattengrenzen sind Bereiche erhöhter tektonischer Aktivität; wo sich drei Plattengrenzen treffen spricht man von triple junction. Je nach Bewegungstyp der drei beteiligten Platten bis zu 10 verschiedene Kombinationen möglich. Nur die Plattengrenzen sind Bereich tektonischer und vulkanischer Aktivität, nicht aber die starren Krusten. Die Plattengrenzen bestimmen außerdem die Formen an der Oberfläche, da Erdbeben, Vulkanismus und andere Erscheinungen dort entlang laufen.

Was versteht man unter dem zirkumpazifischen Ring of Fire und wie ist er zu erklären ?

Der Ring of Fire gehört zum Bereich der konvergierenden Plattengrenzen im Bereich der Subduktionszone der Pazifischen Platte und ist ein Inselbogen, der die tektonische Aktivität aufzeigt und besonders durch starke vulkanische Tätigkeit geprägt ist (zirkumpazifischer Erdbeben- und Vulkangürtel).

Worin bestehen die Unterschiede zwischen Wegeners Kontinentaldrifttheorie und der Theorie der Plattentektonik ?

nicht einzelne Schollen aus SiAl und SiMa schwimmen isoliert im ortsfesten Sinn, sondern die gesamte Erde ist von sich bewegenden Lithosphäreplatten aus SiAl und SiMa bedeckt, die zuoberst ozeanische und kontinentale Kruste tragen
die ozeanische Kruste entsteht nicht dadurch, daß das SiMa durch wegdriftendes SiAl freigelegt wird, sondern sie entsteht in den Mittelozeanischen Rücken laufend neu (seafloor spreading)
die Kettengebirge sind nicht Bugwellen der treibenden Kontinente, sondern sie entstehen im Zusammenhang mit den Subduktionszonen, in denen die Lithosphäre wieder vernichtet wird (Alpen sind kein reines Faltengebirge)
Die Kontinente sind durch Orogene und Kratone geprägt. Orogene sind Kontinente, die ein Faltengebirgsstadium durchlaufen haben, also Synklinal- und Antiklinalformen. Durch die riesige Ausdehnung der Geosynklinalen bilden diese eine Sediment- und Wasserfalle. Sie liegen im Vorfeld eines Gebirges. Synklinalformen können auch die höchsten Formen der Erde bilden, also Tiefseeböden werden zu Gebirgen. Die Orogene des Tertiärs stimmen mit den aktuellen, jungen Gebirgen (alpidische Faltung) überein. Ältere Orogene sind nur noch als Rumpfgebirge vorhanden, wie teilweise die deutschen Mittelgebirge.

Kratone oder alte Massen oder Schilde sind die stabilen Festlandskerne, die auf Beanspruchung nicht mit Faltung, sondern Bruch und Zerlegung reagieren. Diese Fundamente sind das Ergebnis mehrerer Gebirgsbildungen, wie der Laurentische / Kanadische Schild, der Fennoskandische etc. Meist ist der kristalline Kern von einer fast unberührten Sedimentdecke bedeckt, wie z.B. die russische Tafel. Die Kerne bilden außerdem Widerlager für Gebirgsbildungen (Kanadischer Schild, Böhmische Masse). Sie können durch Angliederung und Verfestigung von Orogenen vergrößert werden (kaledonische, variskische, alpidische Faltung).

Die Stratigraphie bietet eine absolute (Zeiteinheiten) und eine relative Einteilung (Abstufung durch Ablagerungen). Abgrenzungen gibt es nur in begrenzten Räumen. Gleiche Gesteine bedeuten nicht automatisch gleiches Alter und vice versa. Auch die Gleichheit der Zusammensetzung garantiert dies nicht.

Kriterien zur Altersbestimmung sind Fossilien, da es für bestimmte Zeitabschnitte charakteristische Fossilien gibt.

Welche Bedingungen werden an ein Leitfossil gestellt ?

Fossil, das für eine bestimmte stratigraphische Einheit (Schicht, Stufe, Zone) charakteristisch, also leitend ist und für die Parallelisierung räumlich voneinander getrennter Schichten herangezogen wird. Hauptmerkmal der L. ist die große räumliche, also horizontale Verbreitung bei gleichzeitig geringer vertikaler Verbreitung im Schichtgebäude.

Eine absolute Datierung wird aber erst durch die Radiometrie ermöglicht, die die Halbwertszeit verschiedener Isotope ausnutzt.

Für die Neuzeit sind radiometrische Methoden nicht unbedingt nötig, da die rezente Entwicklung noch aus der Natur ablesbar und bereits mit schriftlichen Aufzeichnungen zu rechnen ist. Klimaschwankungen und dadurch bedingte veränderte Lebensbedingungen können aus der vertikalen Schichtung abgelesen werden. Man findet Spuren von Vegetationsdecken oder kann ablesen, ob fließendes Wasser schnell oder langsam geflossen ist.

Neumeiersches Gesetz: ein relativ gehobener Bereich wird wegen der Schwerkraft unmittelbar von der Erosion angegriffen. Größe der Hebung unerheblich.

Nur ein geringer Teil der Erdoberfläche ist bisher genauer untersucht worden. Bohrungen reichten bislang erst in Tiefen bis 12 km.

Massenbewegungen sorgen für den Transport und die Umlagerung von Gesteinen. Ursprünglich horizontal gelagerte Schichten können verstellt, zerbrochen, übereinander gelagert werden, so daß Meeresfossilien in Gebirgen zu finden sind. Möglich ist dies aber nur bei einer beweglichen Erde.

Wegen der Starrheit der Kruste kommt es zur Ausbildung von Schwächezonen, in denen Spannungen auftreten. Dort entstehen dann Formen wie ozeanische Rücken, Brüche, Faltungen, Spalten, Vulkanismus, Erdbeben, die Auskunft über die Tektonik geben können.

Beim Aufbrechen und Auffalten von Gebirgen treten unterschiedliche Formen der Bruch- und Faltentektonik auf, wie man sie am Schwarzwaldrand sehr gut beobachten kann.

Welche Formen treten im Zusammenhang mit Bruchtektonik auf ?

Brüche, Gräben, Horste und Verwerfungen sind dort verbreitet, wo die starren Gesteinsschichten im Zuge orogener Prozesse horizontal oder vertikal verschoben wurden. Bsp. Oberrheingraben, mit randlichen Verwerfungen, den Staffelschollen, Pultschollen und Abschiebungsbrüchen. Basin-and-Ranges-Provinz im W der USA.

Verwerfungen sind Strukturlinien und -flächen, an denen sich tektonische Schollen (Gesteinspakete) gegenüber benachbarten Krustenteilen in vertikaler und horizontaler Richtung verschieben.

Die Sprunghöhe bezeichnet den Hebungsunterschied zwischen zwei gegeneinander bewegten Paketen.

Verwerfungen können in Erscheinung treten als

senkrecht in die Tiefe sehend (reine Vertikalbewegung)
Schräg in die Tiefe sehend (Vertikal- und Horizontalbewegung)
a) als Zerrungsbruch ( = Abschiebung)

b) als Pressungsbruch ( = Aufschiebung)

Transversalbruch (Blattverschiebung), ein Bruch mit horizontaler Verschiebung längs der steil einfallenden Verwerfungsfläche.
Als Harnisch bezeichnet man die Gleitfläche zwischen zwei bewegten Gesteinspaketen, an der durch den auftretenden Druck die Mineralien metamorphisiert wurden.

Mehrere parallele Verwerfungen bilden Verwerfungsscharen. Gleichsinnige Störungen wie im Oberrheingraben bezeichnet man als Staffelbruch mit treppenartig gegeneinander versetzten Schollen.

Mehrere unterschiedlich ausgerichtete Verwerfungen bilden eine Vergitterung und bedingen ein Schollenmosaik.

An Formen entstehen Horste, Gräben, Stafel- / Pult- oder Kippschollen.

Wo es nicht zum Bruch kommt, entstehen je nach der Beschaffenheit der Erdkruste Flexuren bei plastischem Material, das sich verbiegt anstatt zu brechen.

Was versteht man unter einer Flexur ?

Einfachste Form einer tektonischen Lagerungsstörung, bei der die Gesteine verbogen werden, wobei weder Faltungs- noch Bruchvorgänge auftreten. Bei der Flexur-Bildung erfolgt lediglich eine Zerrung der Schichten, die jedoch auch in Brüche übergehen kann, wenn die Schichten die Beanspruchung nicht mehr aushalten. In der Regel dünnen die Gesteinsschichten im Bereich der Flexur etwas aus.

Falten werden unterschieden in Fältelungoder Knitterung im Bereich von Zehnerzentimetern und in Faltungen bis in Kilometergröße. Bei einer Faltenüberschiebung wird ein Teil abgerissen und überlagert.

3.1.2. Vulkanismus

Schwächezonen wie Vulkane und Spalten bieten die Möglichkeit, Indizien für die Zusammensetzung des Erdinnern zu finden. Je nachdem, welche Gesteine gebildete wurden, unterscheidet man Tiefen- und Ergußgesteine. Tiefengesteine werden auch Plutonite genannt, bei ihnen erstarrt die aufgestiegene Schmelze unterhalb der Erdoberfläche. Bei Ergußgesteinen kommt die Magma an die Oberfläche, wo sie je nach Zusammensetzung als Lava schnell oder gar nicht fließt. Diese vulkanischen Gesteine werden auch Erstarrungs- oder Eruptivgesteine genannt.

Wie entstehen vulkanische Bomben ?

Erkaltung flüssiger, in die Höhe geschleuderte Lava während des Fluges, dabei Bildung tropfenförmiger oder gedrehter Formen, der Bomben; faust- bis blockgroß.

Lapilii sind unter Beimengung von Gas bzw. bei explosionsartigem Auswurf in größere Höhe beförderter schlackiger Lavabrocken bis maximal Walnußgröße.

Intrusionen entstehen, wenn Lava nicht die Deckschicht durchbricht, sondern im Sedimentmantel steckenbleibt oder in Nebenmaterial eindringt. Pyroklastisches Material sind durch Vulkaneruptionen und -hitze gebildete Aschen, Tuffe, Laven, die als grobkörnige Relikte übrigbleiben. Fumarolen(Dampfquellen) und Solfataren (mit Schwefel) sind auch vulkanische Erscheinungen. Gelöstes Material kann dabei Ausfällen, wie z.B. Kalkausblühungen oder Sinterterrassen wenn Wasser über Absätze fließt. Mangan kann dabei zu Verfärbungen führen.

Bei fehlender Lava und Explosionsvulkanismus spricht man von Asche- oder Lockervulkanen. Innerhalb eines Kraters kann es zum Auftreten von Parasitär- oder Sekundärkratern kommen, wenn der Vulkan sich selbst verplombt und Magma von unten drückt. Z.B. Crater Lake / Idaho bzw. Mt. Mazama, der 8000-10000 vor heute ausbrach. Bei Schild- / Strato / Schichtvulkanen wird abfließendes Material nach und nach abgelagert. Maare sind wassergefüllte, kreisrunde Explosionskrater, meist ohne Lava, aber mit viel Gas. Der Untergrund ist stark zerrüttet, wohl durch nachgestürztes Material. Man spricht dann von einem vulkanischem Erdfall(eigentlich Karstmorphologie). (s.a. MS 34)

Welche Vulkantypen gibt es und wie kann man sie unterscheiden ?

Unterscheidung der Vulkane nach Art der geförderten Lava: basische, dünnflüssige Lava hoher Mobilität und Lava aus sauren, zähflüssigen Gesteinsschmelzen (nach LOUIS / FISCHER). Zwischentypen möglich, Änderung des Ausbruchscharakters in der geologischen Vergangenheit möglich. Erscheinungen: Glutwolken, Staukuppen, Aschenauswürfe, Fumarolen (Dampfausstoß), Solfataren (Ausstoß von Wasserdampf und Schwefelwasserstoff), Thermaltätigkeit, Geysire, Mofetten (Kohlensäurehaltiger Wasserdampf = Sauerquellen). Vulkanogene Formen richten sich nach Art der Tätigkeit der Eruption und der Viskosität des ausfließenden oder ausgeworfenen Materials.

Effusivformen: Entstehung einer basaltischen Ergußdecke, geordnet nach zunehmend zähflüssiger Masse
Tafel- / Lava- / Deckenvulkan: mehrere Magma-Austrittsstellen; flach ausfließend
Schildvulkan: zentrale Austrittsstelle, radiales Abfließen, gegebenfalls rhythmisch. Flache Erscheinung
Explosivformen: explosionsartig hinausgeschleuderte Magma (Aschen, Tuffe), geordnet nach zunehmender Magma-Menge
Maar: Schlot, aus dem zerrüttetes Gestein ausgeworfen wird, schüsselförmige Hohlform
Aschen- / Lockervulkan: nur Asche und Schlacke
Weitere Formen:
Mischform Schicht- / Stratovulkan: abwechselnd effusiv (Lava) und explosiv (Asche, Schlacke)
Caldera: durch Explosion im oberen Schlotteil entstandener Sprengtrichter; kesselförmig, Flachboden, Steilrand; weite Öffnung innerhalb evtl. zusätzlicher kleiner Krater (Mt. Mazama / Crater Lake)
Quellkuppe: aufgepreßte, zähe Lava, die in eine zuvor ausgestoßene und ausgebreitete Aschendecke eindringt und dort als kugeliger Vulkankörper hängenbleibt, Oberfläche also nicht erreicht
Staukuppe: Magmafüllung erreicht Erdoberfläche, durchstößt Aschendecke, fließt aber aufgrund seiner Zähigkeit nicht seitlich ab
Stoßkuppe / Lavanadel / Belonit: Im Schlot erstarrter und durch Gasdruck nachträglich herausgepreßter Lavapropfen, durch Abtragung freigelegt
Formen der Krateröffnung:
Explosionskrater: meist schachtartige Röhre
Umwallungskrater: weite, durch Explosion entstandene Krateröffnung, Caldera
Einbruchskrater: auch Caldera
Der Transport von Asche durch die Atmosphäre ermöglicht weitere Datierungen, wie z.B. das Alter des Löß im Kaiserstuhl, in dem man Aschebändchen des Laacher Gasvulkanismus entdecken kann, der rund 11000 Jahre alt ist. Bimstuffewurden als Reinigungsmittel benutzt.

Man spricht von vulkanischer Reliefumkehr, wenn ein Lavastrom ein Tal auffüllt, dort erkaltet und die Talflanken weil weicher abgetragen werden (z.B. Massif Central).

Auswirkungen von Vulkanausbrüchen auf die Umwelt

Ascheregen, Gaswolken, Muren und Lavafluß
Jökulhlaups (Schmelzwasserströme bei Vulkanausbruch)
Tsunamis (36000 Tote bei Ausbruch des Krakatau 1883)
Klimabeeinflussung durch Asche in der Stratosphäre

3.2. Exogene Kräfte und Vorgänge

Zur Erklärung des Formenschatzes der Erdoberfläche ist es nötig, die Formen der Aufbereitung zu klären.

3.2.1. Verwitterungsprozesse

Verwitterung ist eine destruktive Kraft, gleichzeitig aber auch modellierend.

Man unterscheidet zwei grundsätzliche Ursachen der Oberflächenformen:

Strukturformen: zeichnen sich durch mehr oder weniger starke Anpassung der Formenbildung an die vorgegebenen Lagerungs- und Gesteinsartenverhältnisse aus. Prototyp einer S. ist die Akkordanzfläche ( = Dachflächen von Schichtstufen, die gleichzeitig Schichtoberflächen der Sedimentpakete bilden).
Skulpturformen: entstehen unabhängig von der Krustenbeschaffenheit, d.h. der Lagerung und der Widerständigkeit der Gesteine, durch äußere Kräfte. Die S. ist allein durch das skulpierende Agens bedingt. Eine S. wäre die Rumpffläche, aber auch ein Tal, dessen Verlauf und Gestalt allein vom erodierenden Fluß bestimmt ist. Darin finden sich weiterhin Sekundärreliefs, Kleinformen wie Rinnen, Runsen, außerdem Akkumulations- und Abtragungsformen.
Generell streben alle Kräfte und Prozesse einen Ausgleich des Reliefs an, so daß die Erde theoretisch einen Geoid darstellen müßte was wegen der Dynamik (Tektonik) nicht der Fall ist.

Verwitterung ist eine durch äußere Einflüsse wie Sonneneinstrahlung, Atmosphärilien, Frost, Organismen verursachte Veränderung der Gesteine, soweit dies zu einer Verringerung der Gesteinsfestigkeit und eine Erhöhung der Beweglichkeit von Gesteinsfragmenten führt.

Hinzu kommen noch Sickerwässer, Vegetation, Wind.

Es treten dabei klimatische Unterschiede auf, die die exogenen Vorgänge bestimmen, so daß man von einer Klimavarianz spricht. Die Gesteinsunterschiede oder Petrovarianz führt zu unterschiedlichen Formen innerhalb desselben Raumes. Die Epirovarianz läuft in kontinentalen Dimensionen ab und hat ebenso wie die Tektovarianz (Formen aufgrund von Tektonik) für die allgemeine Geomorphologie eine untergeordnete Bedeutung.

Immer und überall gibt es Formen, die in früheren (Klima-) Phasen entstanden sind. Der Feldsee ist z.B. ein Karsee, die Tors in England entstanden im wechselfeucht-tropischen Klima, Tillite (Till = Moränenmaterial) entstanden aus permokarbonatischen Materialien unter eiszeitlichen Bedingungen und finden sich in Südafrika und Australien.

Anstehendes Gestein tritt selten an die Oberfläche, sondern ist in einen Verwitterungsmantel aus Verwitterungsrückständen eingehüllt.

Verwitterung ist klimaabhängig. Man unterscheidet die mechanische bzw. physikalische Verwitterung, bei der es nur zur Zerstörung des Gesteins kommt, nicht aber zur chemischen Änderung, und die chemische Verwitterung, bei der der Mineralverband zerstört wird.

3.2.1.1. Physikalische Verwitterung

Ko- und Adhäsionskräfte bedingen den Zusammenhalt im Gestein, so daß hohe Kräfte nötig sind, um es zu zerstören. Innerhalb des Gesteins weisen die Mineralien verschiedene Ausdehnungskoeffizienten auf, der die Volumenänderung in cm³ bei einer Temperaturänderung um 1°C beschreibt. Hinzu kommen die spezifische Wärme und der spezifische Wärmeleitkoeffizient. Das unterschiedliche Verhalten bei Temperaturänderungen bewirkt eine Lockerung des Gesamtverbandes. Quarz besitzt z.B. einen Ausdehnungskoeffizienten von 1/1000 seines Volumens bei einer Temperaturänderung um 30°C.

Temperaturwechsel kann auch durch plötzliche Regengüsse auf erhitzte Gesteine erfolgen.

Warum ist grobkörniges Tiefengestein wie Granit für Insolation anfälliger als feinkörniges Ergußgestein wie Basalt?

Wegen unterschiedlich großer Bestandteile, die verschieden auf Erwärmung und Abkühlung reagieren.

Warum unterliegen dunkle Gesteine stärker der Insolation als hellere?

Hohe Absorptionsfähigkeit für Strahlung, geringe Albedo.

Desquamation ist eine Abschuppungsprozeß, der z.B. schichtförmige Gebilde im Granit entstehen lassen kann oder auch die Zuckerhutberge in Rio, bei denen aber auch chemische Prozesse wirken. Das Abblättern und Abschuppen von dünnen Gesteinsplättchen tritt bei verschiedenen Verwitterungstypen wie Insolations-, Frostsprengungs-, Salzsprengungsverwitterung auf. Das Material zerfällt in Gesteinsgrus. Die Desquamation tritt meist in heißariden Gebieten auf, also nicht in den Polarzonen, da eine hohe Tageseinstrahlung und Nachtausstrahlung bzw. allgemein: hohe Temperaturdifferenzen bis 60°C Voraussetzung sind.

Warum weist die Temperaturverwitterung in den ariden Gebieten höhere Werte auf als in den humiden und im Hochgebirge höhere als im Tiefland?

Höhere Temperaturdifferenzen (Ein- / Ausstrahlung, Wolkenbildung), Tageszeitenklimate.

Die Frostverwitterung tritt in den höheren Lagen der Mittelbreiten auf, wo Wasser und Frost zusammen spielen. Wasser tritt dabei in Klüfte und Fugen ein und dehnt sich beim Gefrieren aus (um 9%, allerdings nur bis -22°C) und kann im cm- und m-Bereich, je nach Fuge, Steine knacken. Aufgrund der Bedingung des Vorkommens von Fugen, geht dies nur in geschichteten Steinen, in denen einen Wasserzirkulation möglich ist. Homogene Gesteine wie der Basalt (Ausnahme Säulenbasalt) sind weniger anfällig. Notwendig ist auch ein häufiger Frostwechsel, wie er z.B. in den Hochgebirgen der inneren Tropen als täglicher Frostwechsel auftritt. In unseren Lagen gibt es nur rund 100 Tage / a in den Wechselzeiten.

Warum ist die Wirkung der Frostsprengung in den tropischen und subtropischen Hochgebirgen intensiver als in Polargebieten?

Temperaturdifferenzen (Tageszeitenklima), höhere Feuchtigkeit. Größtes Ausmaß heute in polarer Frostschuttzone, in gletscherfreien Gebieten, auch in Hochgebirgen der mittleren und niederen Breiten. Ohne Frostverwitterung in den Kaltzeiten wären die mitteleuropäischen Böden bei weitem nicht so entwickelt (tiefgründig, gut durchwurzelbar; bes. Mittelgebirge, Hügelländer, untere und mittlere Lagen der Hochgebirge der Mittelbreiten)

Ein Nebeneffekt ist die Kammeisbildung, bei der die oberen Wasserschichten gefrieren, die untere jedoch nicht. Da der Dampfdruck oben höher ist, kommt es zu einem Wasserentzug und zu einem Wachstum der Nadeln von unten nach oben. Dabei kann die Bodenkrume angehoben werden, Wenn die erste Schicht nicht abtaut, kann es durch das Wachsen einer neuen Schicht nachts drauf zum Stockwerkbau kommen. Kammeis kann die Bodenkrume durcharbeiten, besonders an Hanglagen aber nicht unwesentlich verlagern.

Was versteht man unter dem Begriff Schwarz-Weiß-Grenze in Bezug auf die Frostverwitterung?

Die Frostverwitterung kann durch das Nebeneinander von hellen und dunklen Gesteinen verstärkt werden, z.B. an der Grenze zwischen dunklem Gestein mit hoher Absorptionsfähigkeit für Strahlung und stark reflektierendem Schnee oder Eis.

Welche Eigenschaften des Gesteins begünstigen die Frostsprengung?

Klüfte, Spalten, Porösität

Salzsprengung besonders in semiariden Gebieten, arbeitet ähnlich wie Spaltenfrost. Voraussetzung porenreiches Gestein und gesättigte Salzlösungen. Sie tritt in Trockengebieten aufgrund markanter Taubildung auf. Durch kapillaren Salzaufstieg wird dabei die Oberfläche verändert, das nachts durch die Feuchtigkeit eine Volumenvergrößerung erfährt, so daß es zu Abschuppung und Abschalung kommt. Bei Hydratation Volumenzunahme von 60%, z.B. Übergang von Anhydrit zu Gips.

Warum ist der Vorgang der Salzsprengung infolge Hydratation gerade in ariden Gebieten besonders wirksam?

Salzkristalle steigen mit Kapillarwasser an die Gesteinsoberfläche und quellen stark auf bei den für aride Gebiete typischen plötzlichen Niederschlägen.

In Trockengebieten entstehen durch Auflösung der Gesteine und der Ausblasung der Reste durch den Wind Tafonis. Durch unterschiedliche Bestandteile und Anfälligkeit kommt es zur Wabenverwitterung.

Vorbereitende Prozesse sind außerdem Wurzeldruck, Oberflächendruck, Wühlarbeit durch Nager. Wasser kann wirken, wenn es mit hoher Kraft in Klüfte gepresst wird wie am Meer. Druckentlastung kann an Hängen auftreten, wenn z.B. Gletscher verschwinden und das Gestein nachgibt.

3.2.1.2. Chemische Verwitterung (kurzgefaßt)

Stoffliche Veränderung der Gesteine. Setzt an Oberfläche an, deshalb abhängig vom Grad der physikalischen Verwitterung. Gebunden an Wasser, deshalb intensiver in humiden Gebieten, höchster Wirkungsgrad in feuchtwarmen Regionen (Ausnahme Karbonatverwitterung!). In den ariden Zonen gibt es keine chemische Verwitterung, aber in den kalten Zonen mit Temperaturen um die 0°C.

Agenzien: Wasser, Kohlensäure, Salpeter-, Schwefel-, organische Säuren, Sauerstoff.

Als Residuum bezeichnet man die Überbleibsel der Lösungsverwitterung, die auch wichtig für Folgeprozesse sind.

Warum ist es zweckmäßiger, nicht zwischen physikalischer und chemischer Verwitterung, sondern zwischen Oberflächen- und Tiefenverwitterung zu unterscheiden?

Weil die physikalische immer von außen angreift (Insolation, Frost), die chemische immer die Zersetzung von innen heraus bewirkt (Kapillarwasser). Oberflächenverwitterung ist das Ergebnis des Zusammenwirkens von Insolation, Hydratation, Hydrolyse, Salzsprengung, Spaltenfrost, Sprengkraft der Pflanzenwurzeln, Säureverwitterung, Oxidation und Wühlarbeit von Bodentieren. Wirkungsgrad der einzelnen Agenzien vom jeweiligen Klima abhängig.

Es gibt drei Arten der chemischen Verwitterung:

Lösungsverwitterung: Löslichkeit verschiedener Gesteine
NaCl (Steinsalz) geht in Lösung mit 360g / l

CaSO4*"H2O (Gips) geht in Lösung mit 2,5g / l

CaSO4 (Anhydrit) geht in Lösung mit 2,0g / l

CaCO3 (Kalk) geht in Lösung mit 0,1g / l

Chemische Lösung meist in Kalkgebieten, trotz der schlechten Löslichkeit von Kalk. Gips und Anhydrit kommen nur vereinzelt in Form von Bändern und Evaporitstreifen vor, Kalk ist wesentlich häufiger verbreitet. Salze kommen aufgrund der hohen Löslichkeit nur unterirdisch vor oder in extrem ariden Gebieten. Kohlensäure ermöglicht die Kalklösung trotz schlechter Wasserlöslichkeit. Es entstehen dadurch Karstformen.

Chemische Hydratation: Anlagerung von Wasser-Dipol-Molekülen an die Kationen und Anionen der Kristallgitter von Mineralen. Das Ionengitter ist an den Kanten nicht vollständig und zieht an den Grenzflächen Wassermoleküle an, um die freie Energie zu verringern. Wasser sammelt sich daraufhin als Hydrathülle an. Damit kommt es zu einer abgrenzenden Wirkung und Aufhebung des Kräfteausgleichs, woraus Einzelkörper abgetrennt werden und es zu einer Volumenvergrößerung kommt. Oder: Wasseranlagerung an die Ionen einer Lösung oder eines Kristallgitters. Sie ist die Folge der Dipoleigenschaften der Wassermoleküle, in denen der Schwerpunkt der positiven (H+) und negativen (OH-) Ladung nicht zusammenfällt. Die Hydratation greift zunächst das Gitter oder den Gitterrest eines Kristalls von außen an, da die betreffenden Grenzflächenionen in dieser Richtung nicht abgesättigt sind und dadurch Wassermoleküle an sich ziehen. Dadurch werden diese Ionen nun gegen ihren entgegengesetzt geladenen Nachbarionen infolge der Hydrathülle isoliert. Es tritt zwischen den randlichen Gitterionen eine Schwächung der elektrostatischen Kräfte ein, womit eine allmähliche Auflockerung der Gitterfestigkeit verbunden ist. Schließlich kommt es zur Abspaltung feinster Gitterfetzen und zum Aufreißen feiner Risse, in die sofort weitere dipolare Wassermoleküle eindringen und somit letztendlich den Zerfall des Kristallgitters herbeiführen.
Neben dem Anlagern auch Einbau der Moleküle in das Kristallgitter möglich: Damit Verwitterungsneubildungen mit anderen Verwitterungseigenschaften: Anhydrit nach Gips (auch Natriumsulfat Na2CO3, Magnesiumsulfat MgSO4, Natriumkarbonat Ma2CO3). Stoffliche Veränderungen zeigen sich in der Volumenzunahme, bei Gips mit 60% am größten. Quellung tritt auch als Prozeß der Salzsprengungsverwitterung auf. Bei Silikaten nicht so gut erkennbar. Vergrusungsvorgänge in feuchten Gebieten auf Hydratation zurückzuführen (Sand- und Grusdecken in den kristallinen Massengesteinen der gemäßigt-humiden Zone Mitteleuropas). Hierbei überwiegt Druckwirkung durch Quellung die schwachen chemischen Verwitterungsvorgänge

Oxidation: Hierbei verbinden sich Minerale mit Sauerstoff. Eisen kann z.B. in Form von Nadeln auskristallisieren. Die oberen Gesteinspartien werden geschwächt und platzen ab. Sie kommt in (semi-) ariden Gebieten vor, wo man die Oxidationskruste als Wüstenlack bezeichnet.
Wie kommt es in ariden Gebieten zu der sogenannten Tafonibildung (Tafonierung)?

Verwitterungskleinform in Gestalt einer kleineren oder größeren Höhlung in Felswänden oder größeren Gesteinsblöcken. Aufgrund chemischer Verwitterung in Schutzrinden von Krusten bzw. Hartrinden (Verdunstung zieht mineralische Lösungen an die Oberfläche, wo Krusten gebildet werden, dabei Zermürbung bis Aushöhlung des Inneren möglich). Entstehen von Hohlblöcken möglich. Meist durch Kern-, Schatten- oder Salzsprengungsverwitterung hervorgerufen.

Worin besteht der Unterschied zwischen Hydratation und Hydrolyse?

Hydratation: eine Form der physikalischen Verwitterung; Chemische Gesteinszerlegung durch Mineralauflockerung; Absanden, Vergrusen, Versanden der Gesteine; Erste Stufe der Silikatverwitterung

Hydrolyse oder Silikatverwitterung ist eine chemische Verwitterung. Es kommt zur Aufspaltung verschieden leicht und schwer löslicher Salze infolge der Dissoziation des Wassers in H+ und OH--Ionen bzw. durch Reaktion mit H+-Ionen aus dissozierten Bodensäuren (Huminstoffe). Prozeß: Austausch der meist hydratisierten Grenzflächenkationen (NA+, Mg++, Ca++, Fe++, K+) durch Wasserstoffionen (findet bevorzugt im sauren Milieu statt).

Intensive stoffliche Veränderungen in den Silikatmineralien (besonders Feldspäte) im Gegensatz zur Hydratation. Silikate sind "primäre" Minerale, d.h. kieselsaure Salze des Aluminiums mit Gemengeteilen von K, Na, Mg, Ca, Mn, Fe. Austausch an der Kristalloberfläche, langsames Fortschreiten. Erleichterung des Austauschs durch natürliche, im Wasser enthaltene Säuren (Kohlen-, Schwefel-, Salpetersäure) und biogene Säuren. Teilweise Überführung der ausgetauschten Ionen in Lösungen in der Reihenfolge ihrer Löslichkeit (Na, Mg, Ca, Fe, Mn).

Je niedriger pH-Wert und je feuchter und wärmer das Klima, desto stärker Hydrolyse. Salze werden vom Grundwasser aufgenommen oder -unter basischen / neutralen Bedingungen- durch Tonminerale und Humusstoffe im Boden gebunden werden.

Wie wirkt Hydratation auf Anhydrit?

Anhydrit wird zu Gips und vergrößert dabei sein Volumen.

Welche Minerale werden vorwiegend durch Hydrolyse angegriffen und welches sind die Folgeprodukte?

Silikate, die als weitergehende Hydrolyse zu Tonmineralen aus der Feldspatverwitterung verarbeitet werden, ist also eine Neubildung von Mineralien. Können unabhängig von der Hydrolyse durch Abbau und Umwandlung von Schichtsilikaten (Glimmern nach Illit) entstehen.

Dabei gibt es eine chemische Verwitterungsreihe ausgehend von den verschiedenen Bestandteilen der Feldspäte (Al-Silikate), die zu 60% aller Minerale der Erdkruste ausmachen. Man unterscheidet in Kalium- und Kalzium-Natron-Feldspäte, zu denen Wasser und Kieselsäure hinzukommen. Anhand der unterschiedlichen Zersetzung der Feldspäte kann man Rückschlüsse auf früherer Klima- und Entstehungsbedingungen machen.

Man unterscheidet drei Hauptgruppen der Tonminerale: Illite, Montmorillonit und Kaolinit. Sie gehören in den Korngrößenbereich von <0,002mm und weisen eine blättrige Struktur auf (Schichtsilikate), die man in Zwei-, Drei- oder Vierschichttonminerale gliedert. Große Aufnahmefähigkeit von Wasser und Kationen: Quellfähigkeit und Plastizität von Tonen, je nach Abständen zwischen den Schichten.

Illite sind glimmerhaltig (Muskovit, Biotit) und entstehen langsam in kalten und gemäßigt-warmen Klimazonen bei hohen K-Konzentrationen. Sie sind wenig quellfähig obwohl dreischichtig.

Montmorillonite entstehen in wärmeren Zonen, wo sich Verwitterung rascher vollziehen kann in schwach basischem bis neutralem Milieu und bei hohen Mg-Konzentrationen. Sie sind Dreischichtminerale, deshalb sehr quellfähig.

Kaolinite sind nur noch zweischichtig, können aus Dreischichttonmineralen entstehen oder sofort aus Feldspäten. Geringere Quellfähigkeit. Besonders in Tropen und Subtropen (Wärme und Feuchtigkeit). Auch als china-clay bezeichnet, weil wichtig für Porzellanherstellung.

Die Quellfähigkeit und die Austauschbarkeit von Pflanzennährstoffen bestimmt die agrarische Nutzung.

Die großen Abstände beim Montmorillonit können aber auch zur weiteren Zerstörung der Minerale führen, meist hat man dann einen hohen Kaolinitanteil. Glimmer wird immer direkt zu Tonmineralen abgebaut, bei Verwitterung des Feldspates kann es zu Veränderungen durch den Neuaufbau des Gitters kommen.

Aus Kaoliniten kann weiter Aluminiumhydroxid auskristallisieren, es bleibt ein Aluminiumhydrat übrig, das in Bauxit überleitet. Diese Allitverwitterung vor allem in feucht-heißen tropischen Bedingungen auf basenarmen, kieselsäurereichen Gesteinen. Eisen bewirkt meist Rotfärbung. Auf sauren Gesteinen Auswaschung des Eisens und Kaolinitbildung. Keine Humussäuren wegen raschen Humusaubbau. Laterit ist, wenn allitische Verwitterungsdecken Krustencharakter haben, also verfestigt sind. dafür Trockenzeiten nötig, also Wandel in klimatischen und Bodenbildungsbedingungen.

3.2.1.3. Böden

Die oberste Schicht wird als Boden bezeichnet. Bödensind nach der Definition von ROBERT GANSSEN 1965 gemäß einer genetischen Definition das Produkt physikalischer und chemischer Gesteinsverwitterung und biogener Umsetzungen, die zur Humusbildung führen. Sie sind Umprägungsprodukte der Gesteinsdecke sowie organische, postmortale Stoffe aus der Tier- und Pflanzenwelt. Sie unterscheiden sich von einer anorganischen Lockerdecke, etwa eines Haufens von losem Sand, Lehm oder Kies, durch ihre o.g. Fruchtbarkeit und Belebtheit mit Mikro- und Makroorganismen sowie durch ihre arteigene Strukturierung. Sie haben die Fähigkeit, sich gleich einer Vegetationsgemeinschaft zu regenerieren, wenn sie durch Natur- und Menschengewalt zerstört sind (vgl. Rebumlegung im Kaiserstuhl).

Die Struktur und chemische Zusammensetzung ergibt sich aus dem Ausgangsgestein und den klimatischen Verhältnissen (Vegetation, Biomasse, Organismen).

Gleiche Gesteine können so unterschiedliche Böden ausbilden, unterschiedliche Gesteine gleiche Böden.

Bodenarten unterscheidet man nach den Korngrößen:

Skelettböden bestehen zu > 75% aus Steinen mit einer Korngröße von > 2mm ( = Skelett)
Sandböden: >75% Steine mit Korngröße von 0,06-2mm
Lehmböden: Sandanteil (0,06-2mm) entspricht dem Anteil an Ton und Schluff.
Schluffböden: >50% Korngrößen von 0,006-0,002mm (Schluff)
Tonböden >35% Korngrößen <0,002mm.
Bodentypen weisen ein senkrechtes Profil und eine Art Schichtung auf, ebenfalls abhängig vom Klima, Vegetation und Muttergestein.

Man unterscheidet drei Haupthorizonte:

A-Horizont: Ist der Oberboden, die Krume. Humusreich, am stärksten von Organismen belebt, ausgewaschene lösliche Stoffe: Eluvialhorizont
B-Horizont: Unterboden, Übergang vom festen Muttergestein in die Krume oder Oberboden. Anreicherung der löslichen Minerale. Nährstoffreservenhorizont, aus dem sich die Pflanzen versorgen. Anreicherung der Stoffe aus dem A-Horizont: Illuvialhorizont.
C-Horizont: unterlagerndes, meist noch unverwittertes Ausgangsgestein.
Im Grunde kann man Böden in solche mit zwei (AC) oder drei (ABC) Horizonte aufteilen.

Böden mit ABC-Profil:

a) Braunerden

b) Parabraunerden

c) Podsole

Böden mit AC-Profil:

a) Ranker

b) Rendzinen

c) Pararendzina

d) Schwarzerde (Tschernoseme)

Die Fruchtbarkeit der Böden ist abhängig vom pH-Wert, d.h. sauer unter 5 und basisch über 8.

3.2.2. Erosion und Denudation (Tal- und Flächenbildung)

In allen Klimaten geschieht die Aufbereitung des Gesteins sehr schnell, da sofort die Schwerkraft in Form von Massenbewegungen einsetzt. Dabei unterscheidet man die Massenselbstbewegung, unter die die Denudation fällt und den Massentransport, der Erosion, Exaration, Deflation und Abrasionunter sich vereinigt.

Insgesamt sind Massentransport und -selbstbewegung nicht voneinander zu trennen.

Bei der Denudation wird der Hang entblößt, indem die Gesteinsrückstände entfernt werden. Dabei sind der Böschungswinkel und die Transportmittel wichtig. Als Transportmittel kommen Wasser, Eis und Wind in Frage, erstere beiden fließen noch auf annähernd ebenen Flächen.

Da Spülvorgänge auch bei geringsten Neigungen auftreten können, spricht man von Spüldenudation.

In welcher wechselseitigen Beziehung stehen Verwitterung und Denudation, und gilt dies für alle Verwitterungsarten ?

Beide bedingen einander. Die Verwitterung schafft die Voraussetzung für die Zermürbung und Zerkleinerung des Gesteins, das dann sehr leicht abgetragen werden kann. Die Denudation trägt die Verwitterungsprodukte ab und ermöglicht weitere Verwitterung.

Welche Bedeutung hat die Vegetation für die Abtragung an Hängen ?

Schutz vor Abspülung, Verhinderung oder Verlangsamung von Massenprozessen.

Wie erklärt das PENCK‘sche Modell der auf- und absteigenden Entwicklung konvexe und konkave Hänge ?

Konkave Hangentstehung bei starker tektonischer Hebung und starker linienhafter Erosion. Konvexe Hangentstehung bei weniger starker Hebung, bei der die Denudation der Hänge gegenüber der linienhaften Erosion des Talgrundes überwiegt.

Kann man den Transportvorgängen Freier Fall, Abspülung durch Wasser und Solifluktion jeweils typische Hanglängsprofile zuordnen ?

Freier Fall: Steiler bzw. senkrechter Hang mit Hangschutt am Fuß.

Abspülung: Konkave Formung

Solifluktion: Konvexe Formung

Warum hat eine Steinschlagwand in etwa ein geradliniges Profil ?

Immer die exponierten Stellen einer Steilwand fallen zuerst.

Warum müßte ein nur durch Kriechvorgänge geformter Hang im Abtragungsbereich konvex sein?

Weil bei der Hangabwärtsbewegung eine Überlagerung der Gehängepartien stattfindet, d.h. von einem Ausgangsort entwickelt sich ein Bodenfluß, indem sich Massen hangabwärts bewegen, sich über andere schieben und diese beim weiteren Fließen mitnehmen.

Warum kann ein durch Abspülung geformter Hang auch im Abtragungsbereich konkav sein ?

Weil die Abtragungskraft das Wassers nach unten abnimmt, da die Fließgeschwindigkeit und das weiter Aufnahmevermögen an Fracht sich nach unten hin verringern. Damit nimmt die erosive Kraft des Wassers zum Hangfuß hin ab, d.h. oben am Hang wird viel abgetragen, unten dagegen weniger, was dann das konkave Hangprofil ergibt.

Wie unterscheidet sich das DAVIS’sche Modell der Peneplainbildung vom Modell der Pediplanation?

Davis geht von einer flächenhaften Tieferlegung einer zu einem Talboden höherliegenden Ebene. D.h. die Tieferlegung erfolgt, indem die Fastebene erhalten bleibt und sich nur nach und nach horizontal ausrichtet. Penck geht von einer Zurückverlegung der Wand aus (ähnlich dem Prozeß bei einem Kliff) mit Ausbildung einer Fußfläche.

Wie unterscheiden sich Pediment und Glacis?

Ein Pediment ist eine Felsfußfläche (anstehendes Gestein), während das Glacis aus Schotter besteht.

Als Erosion bezeichnet man im Deutschen nur die Abtragung durch linienhaft fließendes Wasser (neben Fluß- und Gletschererosion), im Englischen allgemein die Abtragung.

Die Talbildung ist hierbei die Leitform der linienhaft wirkenden Tiefenerosion.

Die potentielle Energie des Wassers für den Abtransport steht in einem proportionalem Verhältnis zum Gefälle des Flusses. Die Erosion wirkt von der Quelle bis zur Mündung, wobei der Meeresspiegel die absolute Erosionsbasis ist. Nächstgrößere Flüsse stellen für einzelne Gewässer die lokale Erosionsbasis dar.

Man unterscheidet bei einem Fluß das absolute Gefälle, das die Höhendifferenz zwischen zwei Punkten ist, und das relative Gefälle, das die Höhendifferenz zwischen zwei Punkten in Bezug auf die Teilstrecke ist.

Die Geschwindigkeit im Fluß ist unterschiedlich. Sie nimmt von außen nach innen und von unten nach oben zu, je weiter das Wasser vom Flußbett entfernt ist. Es entstehen zwei Spiralen im Fluß, in denen das Wasser von der Flußmitte absinkt, zu Böschung hin auflandet und oberflächig wieder in die Flußmitte gelangt, dabei auch in Fließrichtung bewegt wurde. Bei asymmetrischen Flußbetten ist die höchste Fließgeschwindigkeit zum Rand hin verlagert. Der Stromstrich ist die Linie der höchsten Fließgeschwindigkeit. Wenn der Stromstrich in der Mitte liegt, wird das Wasser insgesamt zur Mitte hin gezogen. Der Talweg die Projektion dieses Striches auf den Untergrund. Je breiter das Flußbett wird, desto größer wird die Reibung und desto geringer die Fließgeschwindigkeit. Ein Fluß kann so (quasi-)laminar fließen, das ist ein ruhiges Fließen, glatt wie ein Tuch (Laminat) und ohne Verwirbelungen. Die Wasserteilchen bewegen sich langsam, parallel und ohne Unterscheidung zwischen der Mitte und den Rändern. Dabei findet keine Erosion statt, da kein Material bewegt wird. Im Profil findet auch keine Aufwärtsbewegung (gegen Fließrichtung) statt. Demgegenüber steht das turbulente Fließen.

Bei einer steigenden Fließgeschwindigkeit finden Ausgleichsbewegungen statt, die die Differenzen zwischen der Mitte und den Rändern ausgleichen. So ist bei einem schießenden Abfluß die Geschwindigkeit des Abflusses höher als die der Wellen.

Vertikale Unterschiede werden durch Walzenausgeglichen, die eine Art Widerlager darstellen. Bei Störungen mit vertikalen Achsen spricht man von Wirbeln. Wirbel und Walzen sind eine aufwärtsgerichtete Strömungskomponente.

Dabei können Kolke entstehen, Löcher im Untergrund bzw. seitlich in die Uferwandung hinein.

Gerölle werden vom Fluß dachziegelartig abgelagert. Sie legen eine springende Bewegung zurück, da sie der Fluß je nach Gewicht nicht dauerhaft in Schwebe halten kann. Dieser saltierende Transport bedingt auch die Zurundung und die Arbeit im Untergrund.

Zur Erosion kommt es erst, wenn die kinetische Energie des Flusses nicht vollständig verbraucht ist. Ein Fluß ist dann ausgelastet, wenn seine Schleppkraft gerade zum Transport reicht. Fällt zuviel Material an, sedimentiert er. Ablesen läßt sich dies für einen idealen Fluß mit konstanter Dichte des einheitlichen Materials am Hjulstrøm-Diagramm (MS 42). Dies zeigt auch, daß für die Aufnahme von kleinsten Teilchen ebenso hohe Geschwindigkeiten nötig sind, wie für Grobkiese (>20mm).

Warum erfordert der Transport von Lockermaterial größerer Korngrößen eine höhere Fließgeschwindigkeit als der kleinerer?

Größere Korngrößen sind schwerer und erfordern mehr Transportenergie, die primär zur höhere Fließgeschwindigkeit zur Verfügung gestellt wird.

Warum hat die zur Überwindung der Haftreibung der Fracht erforderliche Mindestfließgeschwindigkeit bei der Korngröße des Feinsandes ein Minimum und steigt bei kleineren Korngrößen wieder an?

Bei kleinen Korngrößen – insbesondere Ton – steigt die der elektrostatische Zusammenhalt , die Kohäsion an.

Ein Fluß ist immer bestrebt, ein Idealgefälleherzustellen, um für eine ausreichende Schleppkraft zu sorgen. Durch Erosion wird dabei das Gefälle verringert. Sie wirkt immer als rückschreitende Erosion von der Mündung zu Quelle. Idealerweise hat ein Fluß eine Quelle, einen Oberlauf mit Erosion, einen Mittellauf mit hauptsächlich Transport, einen Unterlauf mit Ablagerung und eine Mündung.

Die Erosion wirkt dabei nicht nur als lineare bzw. Tiefenerosion, auch die Wandungen sind durch Seiten- bzw. Lateralerosionbetroffen. Diese wirkt besonders in Kurven, asymmetrischen Flußläufen und bei Gesteinsunterschieden. Im geomorphologisch harten Gesteinen (petrographisch weich!) wirkt keine Tiefenerosion, da durch die Porösität der Gesteine (z.B. Sandstein) Wasser für die Tiefenerosion verloren geht, weshalb eher Muldenformen entstehen. Im geomorphologisch weichen Gestein (petrographisch hart!) steht die gesamte Wassermenge für die Tiefenerosion zur Verfügung, so daß Granit z.B. leicht erodiert werden kann.

Es entstehen je nach Gestein unterschiedliche Tälerals Leitformen der fluvialen Gestaltung. Sie weisen ein gleichsinniges Gefälleauf, wenn sie eine langgestreckte Hohlform mit Gefälle besitzen. Ein ungleichsinniges Gefälle kann in morphologisch jungen Gebieten auftreten, wenn z.B. durch Gletscherarbeit ein Gefälle verhindert wurde. In der Schweiz kam es deshalb zu Seenbildungen im Flußverlauf.

Ein Tal hat mindestens folgende Merkmale:

Flußbett
Hochflutbett bzw. Aue
Quelle, Mündung
Talanfang, -ende
In den mittleren Breiten wechseln die Formen der Täler häufig, so daß man anhand der Querprofile verschiedene Formen unterscheiden kann:

Die Klamm tritt in widerständigem Gestein auf (Granit, Diorit, Kalk), es dominiert die Tiefenerosion, Überhänge kommen vor, der Talboden wird vollständig vom Fluß eingenommen, es gibt so keine Böschung

Die Schlucht weist Abdachungen im Hang auf, hat keine Überhänge, die Wände sind abgeschrägt, meist im kristallinen Gestein.

Beim V- oder Kerbtal halten sich Tiefen- und Breitenerosion die Waage, es gibt nur einen schmalen Talboden ohne Aue.

Der Cañon entsteht strukturbedingt, ist besonders gut in vegetationslosen Trockengebieten zu erkennen.

Das Sohlental (auch Kastental) besitzt nur eine schwache Tiefenerosion, die Seitenerosion überwiegt. Deshalb kommt es zur breiten Form. Entstehen kann es durch einen Klimawechsel, wenn Gefrornis im Untergrund zur Tiefenerosion führt. Nach der Erwärmung dominiert dann die Seitenerosion.

Das Muldental hat eine konkave Form, die Hänge sind konvex ausgebildet. Zugeführtes Material kann nicht weggeführt werden. Auch bei Klimaänderungen und nachlassender Schleppkraft der Flüsse, da physikalische Verwitterung von oben Material zuführt. Kommt auch bei klimatisch bedingtem flächenhaften Abfluß vor.

Das Trogtal entsteht in Glazialgebieten durch fließendes Eis, besitzt ein U-Profil mit Steilen Hängen, Trogschultern.

Im Gebirge gibt es durch Verwitterung entstandene grobe Blockschuttmassen, die vom Wasser transportiert und zu Geröllen bzw. Schottern umgeformt werden. Im oberen Verlauf findet der Transport noch größtenteils durch das Gefälle statt. Mit zunehmender Wassermenge steigt der Transport und das nötige Gefälle wird geringer. Im Unterlauf findet dann kein Transport mehr statt. Dabei können in Suspension gehaltene Schwebstoff nicht für die Erosion genutzt werden.

Was versteht man unter Erosionsterminanten?

Das ist das Ideallängsprofil eines Flusses

Wann hat ein Fluß die Erosionsterminante erreicht?

Sobald er sein Idealgefälle gebildet hat und damit über ausreichende Schleppkraft verfügt.

Jedes Fließgewässer besitzt ein Einzugsgebiet, für dessen Entwässerung es zuständig ist. Die Abgrenzung erfolgt über die Wasserscheide, die meist ein Gebirgskamm ist, aber auch eine alte Talwasserscheide sein kann, wie z.B. die Europäische Hauptwasserscheide bei Blumberg. Dort findet auch eine Bifurkationstatt, bei der das Gewässer in zwei Richtungen gegabelt wird.

Durch rückschreitende Erosion kann es zur Flußanzapfungkommen. Man erkennt sie meist am scharfen Knick im Flußverlauf. Die Flußumlenkung ist meist hausgemacht, wenn ein Fluß nämlich stark aufschottert, über eine Schwelle fließt und diese einreißt. Der Abfluß erfolgt dann zur niedriger liegenden Erosionsbasis, wobei auch die Erosionsleistung zunimmt.

Eine Reinigung eines Flusses, der im Oberlauf meist durch Schwebstoffe (Gletschermilch...) verunreinigt ist, kann nur in einer Sedimentfallegeschehen, also einem stehenden Gewässer (Rhein und Bodensee).

Die Zurundung des Schutts zu Schottern hängt ab von der Dauer und der Geschwindigkeit des Transports. Große Schotter werden im Oberlauf abgelagert. Kiesgruben sind aufschlußreich, um Auslese und Zerstörung von Geröllen zu dokumentieren.

Die Talaue oder das Hochflutbett ist das Gebiet zwischen dem Fluß und der oberen Hochwassergrenze und durch Ablagerung bestimmt. In Mitteleuropa ist es meist die höher liegende Terrasse. Da sich hier Sand und Schlick ablagern, ist die Talaue auch ein Bereich rascher Bodenbildung mit charakteristischen Auewäldern. Aufgrund von Rodungsmaßnahmen im Mittelalter entstanden wegen der Bodenerosion im höher liegenden Gebiet Auelehme.

Bei großen Massen kann es zur Flußverlagerung kommen. Der Fluß kann sich aber auch in seine eigenen Ablagerungen einschneiden. So sind die heutigen Terrassenoberflächen alte Talböden. Ihre Oberfläche markiert den Erosionsstillstand, ihre Kanten die Erosionstätigkeit.

Die Erosionsbasis kann auch tektonisch oder klimatisch (Meeresspiegelschwankungen) verändert werden. Ein gutes Beispiel für Terrassen ist der Grand Teton, südlich des Yellowstone National Parks.

Die Bezeichnung Hochgestade für die Kante zwischen Aue und Terrasse kommt nur in Südwestdeutschland vor.

Schotter sind Indikatoren, mit denen z.B. anhand der Längsachsen abgelagerter Gerölle die Fließrichtung abgelesen werden kann. Teilweise werden sie dachziegelartig abgelagert. Bei Anastomisierung kommt es zur Kreuzschichtung, besonders im Deltabereich auch zu Schrägschichten.

Da Wasserstandsschwankungen oft klimatisch bedingt sind, sah man früh schon die Verbindung der Terrassenbildung mit Klimaschwankungen. Zwar ist es immer abhängig, wo man sich im Flußlauf befindet (Ober-, Mittel-, Unterlauf), doch zumindest für den Mittel- und Oberlauf kann man am ehesten festhalten, daß dort in den Kaltzeiten aufgeschüttet wurde, in den Warmzeiten sich der Fluß eingeschnitten hat. In den Alpen kann nur die letzte Kaltzeit aufgrund von Moränen u.a. nachgewiesen werden, die Terrassen im Unterlauf verraten aber auch die älteren.

Die Kaltzeiten bzw. Glaziale:

In Süddeutschland

Niederterrasse
Würm

Hochterrasse
Riß

Jüngere Deckenschotter
Mindel

ältere Deckenschotter
Günz

In Norddeutschland

Niederterrasse
Weichsel ( = Würm)

Mittelterrasse
Saale ( = Riß)

Hauptterrasse
Elster ( = Mindel und ältere)

(Eselsbrücke: Glaziale sind in alphabetischer Reihenfolge)

Eine weltweite Kennzeichnung gibt es noch nicht, die Glaziale werden regional unterschiedlich benannt.

Die Glaziale lassen sich unterteilen in Interglaziale (Warmzeiten zwischen zwei Kaltzeiten) und Interstadiale (kleinere Warmzeiten innerhalb einer Kaltzeit).

Nimmt man eine Zonierung vor, bekommt man die Folge Glazial - Periglazial – Pluvial (Bsp. Lake Bonneville in USA). Der Pluvialbereichist eine Regenzone innerhalb einer Kaltzeit. An Beweisen findet man Flußtäler in heute ariden Gebieten wie Arroyos, Wadis oder Uferlinien ehemaliger Seen wie die des Lake Bonneville bei Salt Lake City.

Neben klimatischen Schwankungen können auch tektonische Veränderungen das Idealprofil eines Flusses stören, so daß es zur rückschreitenden Erosion kommt. Ursachen für eine Einschneidung oder Ablagerung können die Hebung der Landmasse oder das Absinken des Meeresspiegels sein. Im Oberrheingraben gibt es z.B. einen Ausgleich der Ablagerungen durch die Absinkbewegung.

Von einem epigenetischen Durchbruchstalspricht man wie im Falle der Donau bei Weltenburg (bei Regensburg), wenn das ursprüngliche Schotterbett einen bestehenden Felssockel überdeckt, abgetragen wird und sich der Fluß dann in den Fels einschneidet.

Ein antezedentes Tal entsteht, wenn der Untergrund angehoben wird. Der Fluß staut sich an dieser Stelle auf, schottert auf, fließt weiter über und schneidet sich rückwärts in den Fels ein. Geschieht die Hebung phasenweise, entstehen Terrassen im Fels. Ein Beispiel wäre der Rhein im Rheinischen Schiefergebirge, wobei hier auch Epigenese am Werk war, wie man an alten Schottern auf der fast ebenen Fläche z.B. bei der Loreley sehen kann.

Mäander entstehen, wenn ein Fluß durch eine breite Talsohle fließt, die meist ein geringes Gefälle aufweist. Dabei verändert sich der Stromstrich und es bilden sich Prall- und Gleithang mit unterschiedlicher Neigung aus. Von Mäandern sollte man aber nur sprechen, wenn der Fluß streckenweise in die entgegengesetzte Richtung fließt. Umlaufberge bilden sich aus, wenn Mäanderschlingen abgeschnürt werden (MS44). Beispiele sind an der Mosel oder am Neckar zu sehen. Umlaufseen entstehen in flachen Gebieten, z.B. im Deltabereich. Naturbrücken wie z.B. im Natural Bridges National Park entstehen, wenn der Fluß auf eine leicht erodierbare Schicht trifft und diese verstärkt abträgt.

Zwangsmäander stellen sich ein, wenn der Fluß auf bestimmte petrographische Voraussetzungen trifft. Wiesenmäander oder freie Mäander stellen sich aufgrund dynamischer Fließvorgänge von selbst ein.

Der Prallhang ist immer der steilere Hang und wird weiter flußabwärts verlegt.

Warum haben die großen Flüsse der Außertropen (z.B. Rhein) häufig ein ausgeglicheneres Längsprofil als solche in den Tropen (z.B. Kongo) und welche Konsequenzen hat dies für die Erschließung eines Landes von der Küste aus?

In den Tropen fehlen meist grobe Schotter als Transportfracht, die für eine ausreichende Erosion von felsigem Untergrund sorgen könnten. Das Flußprofil ist also weniger ausgeglichen. Stromschnellen o.ä. verhindern dann die Benutzung des Flusses als Verkehrsweg.

Warum haben sich viele mitteleuropäische Flüsse im Holozän in das würmkaltzeitliche Schotterbett (Niederterrasse) eingeschnitten?

Gesunkenes Frachtangebot führt zu stärkerer Erosionsleistung im Holozän.

Warum haben viele mitteleuropäische Flüsse im Mittelalter im Aueniveau erneut akkumuliert (Auelehme)?

Starke Niederschläge und Hochwasser im 13. Jh. Rodungsphase und vorausgegangene Trockenperiode verstärkten den Akkumulationsprozeß.

Warum legt der Rhein seit der künstlichen Begradigung im 19.Jh. streckenweise sein Bett tiefer?

Abflußgeschwindigkeit hat durch die Begradigung zugenommen. Laufverkürzung.

Warum fließen viele Flüsse im Mittelmeerraum verwildert auf einer mehrere Meter mächtigen Schottersohle (Torrente), die sich z.T. nachweisbar erst in historischer Zeit aufgeschüttet haben?

Die Abholzung der Waldflächen in historischer Zeit führt zu verstärkter Abtragung des Bodens, der sich in Form von Schottersohlen wieder ablagerte.

Wie kann man die an kleineren Wasserläufen in den deutschen Mittelgebirgen häufige Abfolge Muldental - Kerbtal - Sohlental (von oben nach unten) erklären? In welchem der drei Bereiche findet heute aktiv Tiefenerosion statt, und welcher dieser drei Bereiche wird, wenn der Mensch nicht eingreift, vergrößert, welcher verkleinert?

Entstehung während der Eiszeiten. Oberer Teil ist periglazial überformt durch Solifluktion und wurde zum Muldental. Im Unteren Bereich wurde das Muldental durch Frachtüberlastung aufgeschottert und zum Sohlental. Erst nach dem Ende der Eiszeit entstand das Kerbtal im unteren Bereich des Muldentals statt, da die Frachtmenge fiel und die Erosionsleistung stieg. Der Prozess setzt sich auch heute noch nach oben fort.

Nach welcher Seite (Akkumulation oder Erosion) ergibt sich eine Verschiebung, wenn bei einem Fluß, dessen Transportvermögen durch die angelieferte Fracht ausgelastet ist,

a) das Gefälle vergrößert wird

b) das Frachtangebot wächst

c) der Gerinnequerschnitt verengt wird

d) der Gerinnequerschnitt verbreitert wird

e) die Fracht in größeren bzw. kleineren Korngrößen anfällt?

a) Erosion; b) Akkumulation; c)Erosion; d) Akkumulation; e) Akkumulation bzw. Erosion

Ein Problem bei der bisherigen Betrachtung besteht darin, daß als Basis beständig fließendes Wasser vorausgesetzt wurde, was nur in den immerfeuchten Tropen der Fall ist. Man muß aber von einer Regen- und einer Trockenzeit ausgehen.

Ist die Erde ausgetrocknet und luftgefüllt, kann sie kaum die Wassermengen aufnehmen, die während der Regenzeit im (semi-) ariden Klima abregnen. Der oberflächige Abfluß wird als Schichtfluten bezeichnet (sheet flow). Dabei wird aufgrund des geringen Gefälles nur feinstes Material aufgenommen, und zwar solange, bis der Untergrund aufnahmefähig geworden ist. Durch Versickerung und Verdunstung geht das Wasser schließlich verloren, an der Oberfläche bildet sich eine Kruste aus Mineralen aus. Darunter ist die Erde jedoch weiterhin feucht, so daß eine intensive chemische Verwitterung das Gestein angreifen kann. Mit dem nächsten Regen wiederholt sich das ganze, wobei die Kruste weggeschwemmt und das allgemeine Niveau abgesenkt wird. BÜDEL hatte dies als für die wechselfeuchten Tropen spezifischen Vorgang der Rumpfflächenbildung zuerst beschrieben. In den wechselfeuchten Tropen entsteht so die Savanne.

Da die Verwitterung jedoch nicht gleichmäßig vorgeht, entstehen Unebenheiten in der Verwitterungsschicht, die herauspräpariert werden und als Schild-Inselberge (wegen Schildkrötenform) in der Landschaft herum stehen, wie die Olgas oder der Ayers Rock. Einmal an der Oberfläche, greift sie die chemische Verwitterung nicht mehr an.

Was bedeutet der Satz: In den wechselfeuchten Tropen sind steile Hänge edaphisch arid, ebene Flächen dagegen edaphisch humid und welche Konsequenzen ergeben sich aus diesem Unterschied für Verwitterung und Abtragung in diesen beiden Teilsystemen des dortigen Reliefs?

Edaphisch = bodenbedingt. Auf steilen Hängen erfolgt der Wasserabfluß sofort. Es findet keine Speicherung und folglich kaum chemische Verwitterung statt. Flächen speichern jedoch versickertes Wasser, was die chemische Verwitterung begünstigt und im Zusammenhang mit der doppelten Einebnung zur Tieferlegung führt.

Warum spricht man von einer tropischen Flächenbildungszone im Gegensatz zu einer außertropischen Talbildungszone?

Prinzip der doppelten Einebnung durch intensive chemische Verwitterung herrscht in den warmen Tropen vor, während in den kühleren Außertropen linienhafte Erosion und Talbildung vorherrscht.

Wie groß sind die Zeitabschnitte zwischen den einzelnen tektonisch aktiven Phasen des Tertiärs in Mitteleuropa, verglichen mit den Zeitspannen, die im Pleistozän für die weitere Ausgestaltung des vom Tertiär ererbten Reliefs zur Verfügung standen?

Das Tertiär umfaßt einen Zeitraum von ca. 62 Mio. Jahren, d.h. zwischen den einzelnen tektonisch aktiven Phasen lagen sehr große Zeiträume. Das Pleistozän dagegen umfaßt nur ca. 2 Mio. Jahre.

Welche zwei Möglichkeiten gibt es für die Erklärung der Entstehung einer Landschaft aus zwei Reliefgenerationen, nämlich einem alten Flächensystem mit darin eingeschnittenen Tälern?

Tektonische Hebung während der Flächenentstehung bedingt die Einschneidung von Flüssen durch die Tieferlegung der Erosionsbasis.
Klimawechsel: Tropisch à Flächenbildung, dann gemäßigt à Talbildung
Welche drei Denkmöglichkeiten zur Erklärung der Entstehung gibt es, wenn in einer Landschaft zwei Systeme von Altflächenresten in verschiedener Höhenlage auftreten?

Klimawechsel von tropisch bzw. subtropisch zu kalt.
Tektonische Hebung von geringer Höhe noch oben mit folglich stark zunehmender Erosion.
Meeresspiegelschwankungen mit Wirkung von 2.
Für den Transport von verwittertem Material sind zwei Vorgänge wichtig. Zum einen der Massenselbstbewegungen, die trocken verlaufen und schwerkraftbedingt sind. Zum anderen die Durchfeuchtung mit Wasser in Verbindung mit den Massenselbstbewegungen.

Massenselbstbewegungen treten vor allem in den Hochgebirgen und in den stark zerschnittenen Bereichen der Mittelgebirge auf.

Zu Wandbildungen kommt es, wenn verwitterndes Material herunterfällt. Es bleibt meist in Form einer Halde am Fuße des Felsens liegen. Mit zunehmendem Abstand vom Fuß flacht die Halde ab, die Wand wandert hingegen weiter hangaufwärts. Greift dieser Mechanismus von allen Seiten an einen Felsen an, kann dieser schließlich in seinem eigenen Schutt ertrinken. Meistens bilden sich Kegelaus, die weiter hangabwärts zu einer Halde zusammen wachsen.

Das Ganze benötigt eine intensive physikalisch-mechanische Verwitterung durch Wassermangel, kommt also auch in den Sub- und Polargebieten vor.

Zu unterscheiden ist zwischen

Schutt: aus dem Gesteinsverband gelöst, unbearbeitet, nicht gerundet, Trümmer, scherbig, Sortierung höchstens durch Schwerkraft
Schotter: durch den Fluß gerollt, überformt, sortiert. Auch Geröll.
Geschiebe: ungeschichtet, Gemisch aus Fein- und Grobmaterial. Unsortiert, weil vom Eis bewegt.
Anthropogen bedingte Förderung von Massenbewegungen durch

Einschnitte und Unterhöhlungen, Abfluß von Stauseen
Drücke (z.B. Erzschächte, Müllhalden, Gebäude)
Starke Verkehrsbelastungen
Anstieg des Grundwasserspiegels infolge Talsperren o.ä.
Durch Wasser bedingte Ablagerungen besonders in den semiariden Gebieten (Subpolar, Hochgebirge) sind Schlammströme, Murenoder Fanglomerate (engl. fan = Schwemmfächer, Kegel). Letzere bestehen aus Feinmaterial und groben Elementen, schlecht sortiert. Eine Schichtung oder Sortierung ist auch hier nur schwerkraftbedingt.

Schutthalden besitzen nach LOUIS einen natürlichen Böschungswinkel lockerer Aufschüttung von 30-40° Neigung und laufen nach oben hin steiler zu.

Dies ist natürlich nur idealtypisch zu sehen. Meist sind Wände in mehrere Schuttbahnen oder Kegel gegliedert, die im Englischen als Schürze (apron) bezeichnet werden.

Die Bildung von Schuttkegeln oder Schuttfächernhängt vom Gefälle ab.

Bei größeren und etwas länger anhaltenden Bewegungsabläufen spricht man von Felsstürzen, die spontan ablaufen, und von Bergstürzen, die etwas länger gehen.

Bei den Bergstürzen werden hohe Energien freigesetzt, die zu einer Aufschmelzung des Untergrundgesteins führen können und zur Bildung von vulkanischen Gläsern.

Entstehen können Bergstürze über tektonisch beanspruchten oder gefalteten Schichten. Auslöser können Erdbeben, Durchnässung, tonige Horizonte als Gleitflächen, Schwächelinien im Gestein, Druckentlastung (Eismassen im Hochgebirge) sein. Bergstürze kommen historisch aber auch prähistorisch vor und können anthropogen beeinflußt sein, z.B. aufgrund von Bergwerkstätigkeiten. Das gebildete Relief ist meist unruhig, kann aber auch verhältnismäßig glatt ausfallen. Die Sturzmassen sind ein Gemisch aus groben und feinen Gesteinen, Wasser und Pflanzenresten, also wie bei einer Mure.

Vergleichbar ist das ganze mit der Thixotropie, dem sog. "Wabbelsand", d.h. die Eigenschaft gewisser Gele, sich bei mechanischer Einwirkung zu verflüssigen . Vorkommen z.B. im Quickton in Québec.

Wenn bei einem Bergsturz ein Fluß aufgestaut wurde, kann es zur Entstehung eines Sees kommen.

Techniken zum Schützen von Bodenressourcen

Wiederbepflanzung: systematsiche Neubepflanzung, Verhinderung von Feuer und Überweidung, andere Nutzungsarten, um eine Regenerierung zu ermöglichen
Maßnahmen zur Verhinderung von Flächenerosion
Maßnahmen zur Verhinderung von Rillen- und Grabenerosion: Bepflanzung mit bodenbedeckenden Pflanzen etc., Wehre, Dämme etc.
Kontrollierte Bearbeitung: Bodenbedeckung in kritischen Abschnitten des Jahres, Fruchtwechsel
Kontrolle des Hangabflusses: Terrassierung, Anlegen von Gräben quer zum Hang, um den Abfluß zu behindern, Pflugarbeit quer zum Hang, Erhaltung von Vegetationsstreifen (z.B. Hecken), um die Feldgröße gering zu halten
Verhinderung der punkthaften Erosion (an Straßen etc.): Umgehung gefährdeter Stellen, Ableitung des Wassers in weniger anfällig Bereiche, Bepflanzung von Einschnitten, Aufschüttungen etc.
Verhinderung von Winderosion: Aufrechterhaltung der Bodenfeuchtigkeit, Vergrößerung der Bodenrauhigkeit durch Pflügen und durch Anpflanzung von Windschutzhecken
3.2.3. Korrosion (Karstprozesse und -formen)

Welche Gesteine erfüllen die Voraussetzungen für eine Verkarstung?

Es gibt auf der Erde kein Gestein, das nicht vollkommen unlöslich wäre. Zu den hochgradig löslichen Gesteinen zählen Salze, Gipse, Karbonate (Kalk, Dolomit).

Bei der Verkarstung (Karst ist deutscher Name für ein istrisches Gebirge) arbeitet die Lösungsverwitterung in Klüften und Fugen, erweitert sie und verursacht dadurch einen geringen Oberflächenabfluß (prinzipiell kann dies auch auf Schotterflächen geschehen; siehe hydrographische Karte der BRD).

Der Lösungsvorgang läuft folgendermaßen ab:

CaCO3+H2O+CO2 ß à Ca (HCO3)2

Es handelt sich dabei um eine phasenhaft ablaufende Ionenreaktion, die reversibel ist. Die Lösung von Dolomit vollzieht sich ähnlich, allerdings ist das Doppelsalz schwerer löslich.

Reines Wasser ist frei von H+-Ionen und kann nur wenig Kalk zu lösen (bei 16° C rd. 13,1 mg CaCO3 / l). Die Löslichkeit des Kalkes erhöht sich durch CO2 im Wasser (in Natur die Regel, Wasser nimmt aus der Luft CO2 auf). Der CO2-Anteil der Luft macht nur rd. 0,03% (variabel) aus, erreicht aber in der Bodenluft bis zu 25%. Auch die Luftschicht unmittelbar über Boden und Gestein hat einen hohen CO2-Anteil. Dieser wird besonders durch Atmungskohlensäure der Mikroorganismen produziert ( = biogene Kohlensäure). Überschuß an CO2, welches nicht gebunden ist, wird als aggressive Kohlensäure bezeichnet.

CO2-reiches Wasser hat eine hohe Korrosionsleistung. Die Korrosion endet, wenn das Lösungsgleichgewicht hergestellt ist (gesättigte Lösung). Das Lösungsgleichgewicht ist abhängig von der Temperatur: je höher die Temperatur, desto tiefer das Gleichgewicht, jedoch desto höher die Diffusionsgeschwindigkeit. Sinkt der CO2-Gehalt im Wasser, so kommt es zur Ausfällungvon Kalk (Sinterbildung).

Die beste Aufnahmefähigkeit des Wassers von CO2liegt bei etwa 4°C. Darunter und darüber nimmt sie ab. Allerdings werden bei höheren Temperaturen die chemischen Prozesse intensiviert, wichtig besonders in den Tropen.

Als Mischungskorrosion wird der Prozeß beschrieben, in dem sich im Untergrund zwei Wässer verschiedenen Kalkgehaltes vermischen, wodurch an der Vermischungsstelle Kalk gelöst wird. Das Phänomen ist dabei, daß die Mischung zweier Wässer linear ist, das Verhältnis zwischen Kalkgehalt und CO2-Gehalt aber nicht. Im Mischwasser ist also mehr CO2 vorhanden, als dem Verhältnis Kalkgehalt / CO2 entspricht. Damit wird eine weitere Lösung von Kalk möglich. Die Mischungskorrosion kommt hauptsächlich im Bereich des Zusammentreffens von vadosabsinkendem Wasser und der piezometrischen Oberfläche (verschieden hoher Druckwasserspiegel statt eines einheitlichen Karstwasserniveaus im phreatischen Bereich) vor. Das Ausmaß der Mischungskorrosion ist dabei umso stärker, je größer der Unterschied in den Kalkgehalten (oder Temperaturen) der beiden Wässer ist.

In den Tropen besteht seit dem Tertiär eine Klimakonsequenz ohne Kaltzeiten, weshalb sich markante Karstformen ausbilden konnten. Man spricht daher vom tropischen Karst als dem "normalen" Karst im Gegensatz zum Karst in den gemäßigten Klimazonen.

Der tropische Kegelkarst, wie er z.B. in Südchina und besonders eindrucksvoll auf Bohol (Philippinen) auftritt, weist steile Flanken auf und stellt das Relikt einer alten Oberfläche dar. Es läuft eine genetische Reihe ab von allgemeinen Flachformen (Kuppenkarst) über Versteilungen (Kegelkarst) zur Ausbildung von Türmen (Turmkarst):

rasches Tiefenwachstum von Cockpits (wannenförmige Dolinen der warm-feuchten Tropen; Grundriß weist eine sternförmige Gestalt mit konvex zur Hohlform eingebogenen Seiten auf), Verwitterungsresidien werden in Hohlformen eingeschwemmt.
Verwitterungsresidien hemmen Tiefenerosion, Seitenerosion setzt ein, Türme und Kegel werden unterschnitten, Bildung von Fußhöhlen.
Verwitterungsresidien dichten Untergrund ab, Seitenerosion dominiert, Cockpits wachsen zusammen, Planierung des Karstlandes über Vorfluterniveau
Der außertropische Karst verfügt über geringere Biomasse und Temperaturen, ist zudem durch Winter unterbrochen.

An Kleinformen treten Ablaufrinnen auf, sogenannte Karren oder schweizerisch Schratten genannt. Es sind kleine rinnen-, rillen-, wannen-, loch- oder napfartige Korrosionshohlformen von einigen mm bis m Tiefe, die bei flächenhafter Benetzung und Abfluß durch Niederschlags- und Schmelzwässer unter gelegentlicher Mitwirkung von Organismen vor allem auf freier Gesteinsoberfläche (freiliegend gebildete Karren) entstehen oder unter einer geringmächtigen Humusdecke (subkutane Karren, Rundkarren).

Mehrere Faktoren beeinflussen die Karrengenese:

Substrat: Die Reinheit der löslichen Gesteine und kristalline Struktur sind wichtig. Verzahnt strukturierte Kalke neigen mehr zur Karrenbildung als zuckerkörnige. Unter einer minder mächtigen Humus- und Verwitterungsdecke entstehen als Folge mehr flächiger Lösung die Rundkarren. Mächtige Boden- und Verwitterungsdecken verhindern weitgehend die Karrenbildung. Inhomogenitäten im Gestein (Klüfte, Schichtfugen) bilden bevorzugte Lösungsbahnen (Strukturkarren).
Wasserangebot: Intensität und Verteilung der Niederschläge, sowie die Anreicherung durch biogenes CO2 (bes. unterhalb von Humuspolstern) sind bedeutend. Fördernd ist auch eine mächtige Schneedecke, welche eine längere Schneeschmelzperiode bewirkt.
Abflußgeschwindigkeit: Beim Abfluß bildet sich über dem Gestein ein dünner Wasserfilm mit höherer Sättigung und daher geringerer Lösungsaktivität. Je schneller der Abfluß, d.h. je steiler die Felsflächen sind, desto aktiver wird die Lösung. Durch die Abflußgeschwindigkeit wird auch das Fließverhalten gesteuert. Von steil zu flach wandelt sich der Abfluß von einem mehr flächenmäßigen zu einem mehr linienförmigen, indem sich einige größere Abflußfäden bilden. So entstehen in Steillagen bevorzugt flächenhaft vergesellschaftete Rillenkarren, in Flachlagen häufiger vereinzelte, teilweise mäandrierende Rinnenkarren, zum Teil Mäanderkarren. Unter der Humusdecke greift das langsam sickernde, mit biogenem CO2 stark angereicherte Wasser intensiver und mehr flächig an, so daß die größeren, stark gerundeten subkutanen Karren (Rundkarren) entstehen.
Abflußrichtung: Neben Karren, die durch freien Abfluß in Gefällsrichtung entstanden sind, gibt es Karren, die durch gesteuerten Abfluß an Gesteinsinhomogenitäten (Klüfte, Haarrisse, Schichtfugen) gebildet wurden. Sie verlaufen oft schräg bis quer zum Gefälle (strukturgebundene Karren)
Auf beidseitig geneigten Flächen entstehen Firstkarren. Trittkarren oder Näpfe sind breite, sichelartige Absätze von einigen cm Höhe und kommen auf verschiedenen Neigungsflächen vor. Kluftkarren verlaufen kreuz und quer entlang petrographischer und tektonischer Klüfte auf Gesteinstafeln. Beim Zusammenfluß zweier Kluftsysteme kann es zur Mischungskorrosion kommen, so daß am Treffpunkt große Klüfte entstehen. Bei dichter Kluftscharung entstehen breite, tiefe Karstgassen.

Der Schichttreppenkarst nach Bögli entstand in ehemals vergletscherten Gebieten wie den Alpen (Gottesackerplateau), dem Schweizer Jura oder NW-Irland. Dabei schoben vorstoßende Gletscher die vorher durch Lösungsprozesse gelockerten Gesteinspakete ab und beseitigten sie, so daß Stufen gebildet wurden.

Lochkarren oder Napfkarren entstehen bei fehlendem Wasserabfluß. Ursache sind Gesteinsunebenheiten und / oder Feinklüfte. Die Korrosion ist dabei auf Kluftkreuze lokalisiert, so daß Loch- und Napfreihen entstehen. Wichtig ist das Vorhandensein von Wasser, Vegetation und Humus. Die Näpfe wachsen bei weiterer Ausweitung zusammen.

Kamenitza (ähnlich Opferkessel im Silikatgestein) sind Flachformen, die durch seitliche Korrosion entstehen, weil die größte CO2-Konzentration an der Oberfläche auftritt. Der Boden ist meist mit Algen oder Gesteinstrümmern bedeckt.

Worin besteht der Unterschied zwischen bedecktem, unterirdischem und oberflächlichem Karst?

Die beschriebenen Formen sind sogenannte Nacktkarstformenund treten in vegetationsarmen oder -freien Räumen auf, wie z.B. im Gebirge, in den Tropen oder in mediterranen Gebieten. Der mediterrane Karst ist der klassische Karst mit Poljen, Uvalas, Dolinen und Karren.

Wo Vegetation vorhanden ist, spricht man vom bedeckten Karst.

Beim unterirdischen Karst ist das Gestein von schwer oder nicht löslichem Material bedeckt, was zu verschiedenen unterirdischen Formen führt. Dabei treten an der Oberfläche Sackungsformen und komplizierte Höhlensystem unterirdisch auf. Er kommt meist in Kalkhochgebirgen und den dinarischen Ländern vor.

Der hochalpine Karst zeigt eine charakteristische Höhenzonierung in

Kahlkarst der Gebirgshochlagen: Oberste Zone liegt im Periglazialbereich ( = Scherbenkarst). Frostsprengung und Solifluktionserscheinungen dominieren hier über Lösungsformen (kaum Karren). Kahlkarst Hauptzone: Auf Hochplateaus dominieren Dolinen- und Karrenfelder. Karstwannen (Uvalas) und große Wannendolinen sind polygenetisch entstanden (Eisschurf). An der Untergrenze der Kahlkarstzone treten häufig subkutane Formen auf. Bsp. Hochplateau des Dachstein
Grünkarst über der Baumgrenze: Subkutane Karrenfelder und Dolinen
Subhochalpiner Typus: Waldkarst auf Plateauflächen, Dolinenfelder; subkutane Karrenfelder
Voralpiner Typus: Schneiden - Tälerrelief mit Dolinen überprägt.
Worin besteht der Unterschied zwischen Halb- und Ganzkarst?

Halbkarst = Fluviokarst: Kombination von korrosiver und fluvialer Prägung, meist weichere Formen / Relief, bevorzugt in Gesteinen mit hohem Anteil an schwerlöslichen Komponenten (z.B. Dolomit, Kalksandstein). Ganzkarst: Formenschatz entstehend aus chemischer Lösung in leicht löslichem Gestein.

Dolinen (serbokroatisch für Tal) treten als Trichter-, Schüssel- oder Ponordoline auf. Als Jamas(Taubenloch) bezeichnet man Karstschlote. Bricht die Decke über einer Karsthöhle zusammen, entsteht die Einsturzdoline.

Die größte Doline der Erde ist die Rote Doline im Dinarischen Gebirge (200m Durchmesser, 500m Tiefe). Die Größe einer Doline ist immer abhängig von der Mächtigkeit der Kalkschichten.

Dolinen treten meist vergesellschaftet auf und wachsen zusammen.

Welcher Art der Verkarstung sind die Nachsackdolinen zuzuordnen?

Tiefe Dolinen sind meist Einsturzdolinen

Uvalas oder Karstwannen bzw. -muldensind größere, unregelmäßig gestaltete Hohlformen von mehreren 100m bis einigen km. Karstmuldenbesitzen einen unruhigen, unebenen, oft von z.T. zusammengewachsenen Dolinen zernarbten Boden. Karstwannen haben einen ebenen Boden und sind durch Aufschüttung bzw. Lösungsverwitterung entstanden. Sie gingen meist aus Altrelieftalungen oder glazialen Wannen hervor und sind teilweise mit Verwitterungslehmen aufgefüllt.

Die Polje (kroatisch Feld) kann mehrere 100km lang sein und ist in tektonischen Linien wie Synklinale oder Flußtäler angelegt. Sie ist ein großes, breites, vorwiegend langgestrecktes, teils talartig gewundenes, steilwandige Becken mit einem fast ebenen Boden. Der flache Boden wird von schottrigen, sandigen oder lehmig-tonigen Lockermassen gebildet und fällt meist sehr flach gegen eine oder mehrere tiefste Stellen ab, die Hänge gehen in einem scharfen Knick weg. Er trägt unlösliche Sedimente und Verwitterungsschichten (Residien der Kalkverwitterung z.B. Terra Rossa) bzw. Einschwemmungen, die gelegentlich Wasser stauen und bei Überschwemmungen mit kohlensäurereichen Wässern seitliche Korrosion verursachen, wobei Fußhöhlen an den Karstrandbergen oder einzeln im Polje stehenden Karstbergen (Humi) gebildet werden. Nach deren Abtragung erfolgt die seitliche Erweiterung der Böden. An den tiefsten Stellen im Kalkuntergrund treten offene Klüfte, Schlote oder Höhleneingänge auf, die das Wasser abführen (Ponore). Die Polje ist teilweise ganzjährig mit Wasser gefüllt, kann von Flüssen gequert werden, die aus Speilöchern austreten und in Schlucklöchern verschwinden. Der Name verweist auf die gute agrarische Nutzung.

Warum werden die in den Tropen gebildeten Rinnenkarren auf Silikatgestein als Pseudokarren bezeichnet?

In älterer Literatur nur Kalk, Dolomit, Gips für Karrenbildung in Frage gekommen. Aber auch im Silikatgestein "echte" Karren, da Lösungsformen.

Was sind Blindtäler und wie sind sie entstanden?

Tal im Karst, das blind endet. Entstehen durch den Einbruch von Fußhöhlen oder durch kettenartige Dolinenbildungen entlang von Klüften mit größerer Längserstreckung. Sie können gelegentlich Karstwasser führen, so daß sie auch Merkmale der Fluvialerosion zeigen.

Welche Gründe sprechen gegen die Theorie der Existenz eines Karstwasserspiegels?

Röhrensystem nur abschnittsweise vernetzt. Unterschiedliche Druckverhältnisse in karsthydrographisch unabhängigen, nebeneinander liegenden Gängen.

Wie läßt sich die Tatsache erklären, daß in Poljen zur gleichen Zeit von mehreren gleich hoch liegenden Ponoren die einen als Schlucklöcher, die anderen dagegen als Speilöcher dienen können?

Es existiert kein einheitlicher Karstwasserspiegel.

Warum gehen im Tropenkarst die Lösungsvorgänge wesentlich rascher vor sich als in den gemäßigten Breiten?

Wasser kann im tropischen Klima weniger CO2lösen als unter niedrigeren Temperaturen, dafür beschleunigt die höhere Temperatur die Lösungsvorgänge. Die Kohlensäure kann durch Huminsäuren der dichten Vegetation ersetzt werden, außerdem ist der Kohlensäuregehalt von Bodenluft und Wasser hoch. Mikroben rufen Gärungen unter Bildung von CO2, Butter-, Milch-, Essigsäure hervor, die stark kalklösend sind. In den Tropen ist der Salpetergehalt der Luft doppelt so groß wie in den Mittelbreiten. Letztlich ist auch das Wasserangebot durch Niederschläge in den Tropen sehr hoch.

Wie begründet CORBEL seine Auffassung, daß die Verkarstung in den kalten Regionen sehr wirkungsvoll und rasch abläuft?

Beste CO2-Aufnahme bei 4°C Wassertemperatur.

Wie erklären Sie sich die Tatsache, daß in einem ariden Gebiet wie Saudi-Arabien die am stärksten schüttenden Wasseraustritte ausschließlich Karstquellen sind? Stimmt der Satz: Wo kein Niederschlag, da keine Verkarstung?

Wo kein Niederschlag fällt, dort kann keine Lösung durch Wasser stattfinden. In Saudi-Arabien ermöglichen weitgehend fossile Karstsysteme dem Niederschlag ein rasches Versickern und leiten ihn zu den Karst quellen.

Wie bilden sich Stalagmiten und Stalaktiten?

Stalagmiten sind vom Boden aufwärtswachsende Tropfsteine, die mit Stalaktiten zu Tropfsteinsäulen (Stalagnaten) zusammenwachsen. Beim Auftreffen des Wassertropfens scheidet sich der Kalk ab. Stalaktiten wachsen von der Decke herunter. Jeder Wassertropfen an der Höhlendecke überzieht sich mit einer feinen Kalkhaut, die bei Vergrößerung des Tropfens platzt. An der Ansatzstelle bleibt ein winziger Kalkring zurück, der größte Kalkanteil fällt zu Boden

Worin besteht die Schwierigkeit der Aufstellung eines Karstzyklus? Warum kann dieser Frage nur theoretische Bedeutung beigemessen werden?

Idee einer zeitlichen Abfolge von Entwicklungsstadien des Oberflächenkarstes: Jugend mit Karren und Dolinen, Reifephase mit Dolinenlandschaft mit Vollformen, Altersstadium mit abgerundeten und erniedrigten Graten, Auffüllung der Hohlformen mit Verwitterungslehmen. Endphase eingeebnet und Karstinselberge. Einwände: Zeitliche und genetische Reihenfolge nirgendwo verwirklicht. Alles regionale Differenzierungen, die wegen Wasserhaushalt, Gesteinslagerung / Fazies, Klima, Vegetation, Boden Sonderentwicklung durchmachen.

Welche Faktoren können den Prozeß der Verkarstung verzögern?

Klima, Vegetationsmangel, Kluftmangel, Unreinheit der Gesteine.

In welchen Klimagebieten gibt es keinen unterirdischen Abfluß und damit keine Verkarstungsprozesse?

Permafrostzonen und Polargebiete wegen Plombierung des Bodens. Außerdem Trockengebiete, in denen der Niederschlag verdunstet bevor das Wasser versickern kann.

3.2.4. Bewegtes Eis: Fließdynamik und Wirkung (Glazialformen)

Voraussetzung für Vergletscherung ist ein Überschuß an Schnee. Schnee wird dann zu Firn und endlich zu Eis umkristallisiert:

Schnee ist die häufigste Form des Niederschlags, bestehend aus Eiskristallen. Nach der Ablagerung beginnen Verdichtungsprozesse. Bei Neuschnee sind die primären Kristallstrukturen noch erkennbar. Trockener Pulverschnee hat eine Dichte von 0,03-0,06 g/cm³, Pappschnee bis 0,25 g/cm³. Altschnee ist die metamorphe Schneedecke des letzten Jahres, dabei beginnt eine erste Kornbildung. Dichte etwa 0,1-0,4 g/cm³, Korndurchmesser 0,5-2 mm. Neuschnee wird zu Altschnee: dichter, kleineres Porenvolumen.
Firn wird aus Altschnee durch Regelation gebildet, d.h.: Wechsel zw. Abtauen und Gefrieren. Schneeablagerungen, welche schon mehrere Ablationsperioden überdauert haben. Sommer- und Winterschichten, körnige Struktur, geringes Hohlraumvolumen, Dichte >0,4 g/cm³, ø 1-4mm
Gletschereis: Verfestigung und Verbackung der Firnkörner. Besteht aus Gletscherkörnern. Dichte 0,8-0,9 g/cm³, ø 2-20 mm bis Faustgröße. Luftundurchlässig, kein Hohlraumvolumen mehr
Erst die Zusammensetzung des Eises aus Körnern ermöglicht die Bewegung in Gefällerichtung als Gletscher. In Polargebieten geschieht dies auch durch den Eigendruck der Eismassen.

Unterschieden wird in reliefübergeordnetes Eis, das unabhängig vom Relief fließt, wie Plateaugletscher oder Inlandeis, und in reliefuntergeordnetes Eis, das entlang bestehender Formen verläuft, wie Tal-, Gehänge- oder Vorlandgletscher.

Gletscher fließen meist in Eistromnetzen, wenn einzelne Gletscher Sättel oder Pässe überwinden und zusammenfließen.

Die Eiszufuhr erfolgt aus dem Nährgebiet, in dem die Niederschläge größer sind, als die Ablation. Es weist ein konkaves Profil auf, da sich wegen unrelevanten Temperaturdifferenzen an den Rändern auch Schnee ablagern kann. Das Zehrgebiet liegt weiter unten im Gletscherverlauf und weist ein konkaves Profil auf, da hier an der Grenze zum Gestein die Ablation stärker wirken kann.

Die Firnlinie ist die Grenzlinie zwischen dem Nähr- und Zehrgebiet. Sie liegt aufgrund der niedrigeren Eigentemperatur (auskühlende Wirkung) des Eises rund 50 m unterhalb der Schneegrenze und auf Gletschern niedriger als im umliegenden Gelände. Die Schneegrenze ist allgemein die Grenze zwischen ständiger und jahreszeitlich abtauender Schneedecke. Sie ist weder eine reine Temperaturgrenze, noch eine Strahlungs- oder Niederschlagsgrenze, sondern ihre Lage ist abhängig von Faktoren wie Schneemenge, Strahlung, Temperatur, Windeinwirkung, Geländestruktur, Exposition usw. Da regionale oder temporäre Änderungen der Faktoren möglich sind, unterscheidet man weiter in eine orographische und eine temporäreSchneegrenze. Erstere ist die reale bzw. lokale Schneegrenze, die je nach Exposition, Schattenlage, usw. höher oder tiefer als die klimatische Schneegrenze liegt. Die temporäre Schneegrenze ist die untere Höhengrenze der Schneebedeckung zu einem bestimmten Zeitpunkt im Jahresverlauf. Schließlich gibt es noch die klimatische Schneegrenze, die die mittlere höchste Lage des Schnees auf ebenen Fläche angibt (nach WILHELMY), ermittelt aus Werten über längere Zeiträume im abgegrenzten Bereich. Sie liegt etwas unterhalb der 0°-Isotherme, an der die Temperatur infolge der Temperaturabnahme mit der Höhe nicht mehr ausreicht, um den im Durchschnitt mehrerer Jahre gefallenen Schnee zu schmelzen. Zur Zeit liegt sie bei etwa 2800m.

Durch die Schichtung und durch unterschiedlichen Schnee im Winter und im Sommer entstehen Unterschiede in der Eisstruktur, so daß es luftreiche Schichten (weiß) und luftarme Schichten (blau) vorkommen, was man als Blätterungbezeichnet.

Die Bewegung eines Gletschers erfolgt aufgrund von Schwerkraft, Relief und Klima. Die Bewegung ist dabei meist eine dauernde, kontinuierliche, langsame Abwärtsbewegung und besteht selten aus einzelnen Schüben. Unterschieden wird in das quasi-laminares Fließen vorwiegend bei temperierten (warmen) Gletscher, die lange und nicht zu steil sind wie in den Mittelbreiten und Tropen. Es ist das langsame, plastische Gleiten einer zähen Flüssigkeit in parallelen Fließbahnen, wobei die Fließgeschwindigkeit von Gletschermitte zu den Rändern hin abnimmt. Die Geschwindigkeit ist am Boden wegen der Reibung sehr gering, die höchsten Werte treten in der Mitte und an der Oberfläche auf. Die Intensität des Fließens wächst mit Neigung, Druck, Temperatur, verringert sich jedoch durch Gefällsverminderung, zunehmende Reibung (Bettverengung, Stauung). Die Blockbewegung tritt bei kalten Gletscher der Polargebiete auf. Meist steiles Gefälle oder klimatische Gründe zwingen zum raschen Fließen, wobei die Fließgeschwindigkeit in fast allen Partien des Querprofils gleich ist. Feste Blöcke bewegen sich in Form von Schollen geschlossen in Gefällsrichtung. Der Schweredruck einer solchen gefällsabwärts wandernden Scholle wird in der darunter folgenden durch deren Eigendruck verstärkt und summiert sich von Scholle zu Scholle. Wo die Steilheit des Gefälles geringer wird, findet die stärkste Erosion statt. Unmittelbar hinter dem Beginn von Gefällsverflachungen bilden sich im Gletscherbett Übertiefungswannen aus, während die Schollen an einer Gefällsversteilung ins Leere stoßen. Dabei werden vorhandene Unregelmäßigkeiten im Gefälle des Tal werden stärker ausgearbeitet. Je schneller das Eis fließen muß, desto starrer ist es. Die Fließdynamik ist eher vom Relief als vom Klima gesteuert.

Analysiert man die unregelmäßigen Erosion an der Basis des Gletschers, bei der kleine Erhebungen zwischen tiefen Becken liegen, so muß man die unterschiedlichen Bewegungsarten des Gletschers dabei berücksichtigen. Bei der Theorie des Extending and Compressing Flow unterscheidet man gestauchte Bereiche (Compressing Flow), in denen der Gletscher Schutt vom Grund in das Eis aufnimmt und Stellen, wo der Gletscherfluß beschleunigt wird (Extending Flow) und charakteristisch gekrümmte Schwächezonen entstehen.

In der starren Oberfläche und innerhalb des Eises gibt es unterschiedliche Beanspruchungen, so daß sich wie im Gestein Klüfte, Risse und ganze Spaltensysteme ausbilden können. Die Zugspannungen sind an Gefällsknicken, bei Fließgeschwindigkeitsunterschieden gegen den Gletscherrand hin und im Bereich der auseinanderfließenden Zunge besonders stark. Sie sind höchstens einige Zehnermeter tief. Allgemein ist plastisch fließendes, inneres Gletschereis spaltenfrei. Die Spalten bewegen sich mit Gletscher, können auch verschwinden, da die Spaltenbildungszone stationär ist. Der Bergschrund ist die oberste, ortsfeste und sehr mächtige Spalte eines Gletschers im Nährgebiet am Übergang zwischen den steilen Karwänden und dem flacheren Karboden, wo sich das schneller bewegte Eis der Firnmulde von dem am Karrand haftenden Eis und Firnschnee löst. Die Randkluft ist eine Abschmelzspalte unterhalb Firnlinie im Zehrgebiet zwischen Firn und Fels und tritt durch Schwarz-Weiß-Effekt auf. Längsspaltentreten beim Auseinanderfließen des Eises nach Passieren einer Engstelle im Talquerprofil durch Druckentlastung auf. Radialspalten entstehen besonders im Bereich der Zunge als auseinanderziehende, fächerförmige Zungenrandspalten auch durch Druckentlastung. Randspaltensind Risse im Gletschereis, die vom Rand aus mit einem Winkel von etwa 30-45° gletscherwärts gerichtet sind und treten wegen der höheren Eigengeschwindigkeit in der Mitte gegenüber den Rändern auf. Querspalten gibt es bei Spannungen durch die Zunahme des Gefälles im Untergrund. Sie wachsen unterhalb der Steilstrecke wieder zusammen. Fallen an Steilstellen Längs- mit Querspalten zusammen, lösen sich einzelne Platten in Pfeiler und Türme, sogenannte Séracs auf, die in ihrer Gesamtheit den Gletscherbruchbilden. Als Gletscherabbruch bezeichnet man das ruckartige und plötzliche Abbrechen eines Gletscherteils, das als Eis oder Gletscherlawine ins Tal fährt bzw. ins Meer stürzt.

Wenn das Eis an der Oberfläche des Gletschers abschmilzt, fließt es meist in Spalten und wird über subglaziale Abflußrinnenabtransportiert, bis es am Gletschertor am Vorderende der Gletscherzunge austritt. Ist kein Gefälle vorhanden, bleibt das Wasser an der Oberfläche stehen. Abfließendes Wasser modelliert die Oberfläche und bildet Rinnensystem aus, die z.B. als Mäander ausgebildet sein können. Bei starken Abfällen entstehen Strudelbewegungen, wobei durch Gletschermühlen runde Formen, Gletschertöpfe gebildet werden. Als Kolk bezeichnet man einen Strudeltopf. Auf ebenen Flächen bleibt das Wasser stehen und läßt Gletschersümpfe bzw. Gletscherseen entstehen. Treffen Seen oder wassergefüllte Hohlräume mit Spalten zusammen, brechen die Seen aus, was auch in historischer Zeit vorgekommen ist.

Abhängig vom Verschmutzungsgrad des Gletschers reagiert die Oberfläche aufgrund der uneinheitlichen Ablation wegen Staub und Steinen unterschiedlich auf Einstrahlung. Besonders die Ränder gelten als primäre Schuttlieferanten. Unter größeren Steinen wird das darunterliegende Eis vor Abschmelzung geschützt, so daß sich ein Sockel ausbildet, während die umgebende Eisoberfläche erniedrigt wird. Es bildet sich ein Gletschertisch aus. Mittagslöcher sind halbkeisförmige Schmelzschalen auf der Gletscheroberfläche, die durch selektive Abschmelzung infolge von Dichte- und Rückstrahlungsintensitätsunterschieden entstehen. Polwärts gerichtete Mittagslöcher geben mit Form Tagesverlauf der Sonneneinstrahlung wieder. Kryokonitlöcher (kryos = Eis, konos = Kegel) entstehen, wenn sich kleinere Fremdkörper erwärmen schneller als das Eis erwärmen und die Eigenwärme an die Umgebung abgeben und einsinken. Staubteilchen bilden enge, kleine Röhren, Steinchen größere Vertiefungen.

Die reliefbearbeitende Wirkung des Eises geschieht durch mittransportiertes Gesteins- bzw. Lockermaterial. Dabei entstehen Schrammenoder Schriefen, die Auskunft über die Richtung des Gletschers geben können. Das Material ist dabei meist zugerundet. Rundhöcker (frz: roches moutonnées) ist vom Eis überformtes anstehendes Gestein, das an der Angriffseite infolge Detersion flacher und glatter ist, an der Leeseite durch Detraktion rauher und steiler. Bei flächenhaftem Auftreten entstehen Rundhöckerfluren.

Im Nährgebiet entsteht als Hohlform das Kar, das eine Schwelle aufweist und nach Abschmelzen des Gletschers oft als See ausgeprägt ist. Das Kar ist die ehemalige Firnmulde, die sich aus ursprünglich flacheren, vor der Vergletscherung vorhandenen Nischen im Hang ausgebildet hat, in denen sich Schnee ansammeln konnte. Sie liegt oberhalb der Schneegrenze, damit der Schnee liegenbleiben kann, verdichtet wird und als Eis zu fließen beginnt. Unterhalb des Eises findet eine starke Gesteinsverwitterung statt. Dabei wird die Hohlform überformt, indem der Boden übertieft, die Hänge übersteilt und die Rückwand durch Exaration zurückversetzt werden. Das Kar hat steile, halbkreisförmig angordnete Wände, einen übertieften Boden, eine markante Schwelle, die als Rundhöckerschwelle ausgearbeitet sein kann. Mehrere übereinandergeordnete Kare bilden eine Kartreppe. Sie entsteht, wenn sich Kare zeitlich und räumlich versetzt ausgebildet haben. Als Karling bezeichnet man einen Berg, der von allen Seiten durch Kare angefressen wurde, scharfkantige Grate bildet und pyramidenartig aussieht (z.B. das Matterhorn). Sich verschneidende Karrücken können an Höhenzügen scharf ausgeprägte Firste bilden.

Die sich ausbildende Talform ist immer das Trogtalmit seiner charakteristischen U-Form. Es liegt unterhalb eines Kars, ist ein weites, tiefes Tal mit ausgeprägten Steilhängen und flachem Boden. Entstanden ist es durch die Überformung unterschiedlich geformter voreiszeitlicher Täler durch das Zusammenwirken von Eis und Schmelzwasser, wobei die Frostverwitterung seitlich und oberhalb der Gletscher die Schuttzufuhr besorgte. In seiner Idealform hat es folgende Bestandteile:

Die Trogsohle ist der Trogboden, der entweder im anstehenden Fels angelegt oder mit fluvioglazialen Schottern und / oder Moränen überdeckt ist.
Troghang sind die Talwände zwischen Sohle und Schulter.
Die Trogkante ist der meist sehr abrupte, stark gewölbte Übergangsbereich zwischen den Trogschultern und den Trogwänden.
Die Trogschulter ist eine Flachform oberhalb des Trogtales, die eisüberschliffen ist und nur ein Kleinrelief aufweist. Gegen das Trogtal endet sie mit der Trogkante und gegen die anschließenden steileren Hänge mit dem Schliffbord bzw. der Schliffkehle.
Die Schliffgrenze ist die Obergrenze der Schliffwirkung des vom Eis mitgeführten Moränenmaterials und markiert den Bereich, an dem die Gletscheroberfläche beiderseits des Trogtales den höchsten Punkt am Hang erreichte.
Die Schliffkehle ist eine Hohlkehle unterhalb der Schliffgrenze, mehrere Meter bis Dekameter hoch und geht auf Verwitterungsvorgänge sowie intensive Schleifwirkung zurück.
Das Schliffbord tritt als Bestandteil des alpinen Trogtales oberhalb der steilen Trogwände auf, bildet einen weniger steilen Rand, der an der Schliffgrenze endet. Es ist jene Stelle des Gletscherbettes, die zwischen dem Auffüllen des Tales mit Gletschereis und dem Abschmelzen des Gletschers am kürzesten vom Eis berührt und dadurch am wenigsten stark erodiert wurde
Als Hängetäler bezeichnet man Nebentäler, die mit einer Stufenmündung, die sich deutlich über der Sohle des Haupttales befindet, in dieses mündet. Die Haupttalfurchen wurden dabei durch große Gletscher stärker ausgeschürft als die Nebentäler, in denen kleinere Nebengletscher flossen.

Als Moräne wird im Deutschen aller Schutt bezeichnet, der in, auf oder unter dem Gletscher sowie an seinem Rand transportiert und abgelagert wurde und darüber hinaus sämtlich damit zusammenhängenden Formen. Man unterscheidet weiter in bewegte und abgelagerte Moräne. Sie ist ein ungeschichtetes, unsortiertes Lockersediment aus kantigen bis kantengerundeten, gestriemten (gekritzten) Gesteinsblöcken unterschiedlicher Größe, Schottern, Sand und Lehm.

Zu den bewegten Moränen zählt man die Untermoräne, die Innenmoräne, die Obermoräne, die Mittelmoräne und die Seitenmoräne.

Die abgelagerten Moränen sind die Grundmoräne, die Wallmoräne, die Randmoräne, die (Stauch-) Endmoräne bzw. Stirnmoräneund die Ufermoräne.

Drumlins sind elliptische Hügel von Schweins- oder Walrückenform aus Moränenmaterial oder Schottern und entstehen, wenn ältere Grundmoränen oder fluvioglaziale Ablagerungen durch erneut vorrückenden Gletscher überfahren werden. Der Kern besteht meist aus präglazialen Schottern (Schieferkohle). Sie treten oft scharenweise auf und liegen fächerförmig in Eisrichtung eingeregelt und untereinander in Lücke versetzt. Ihr Längen-Breiten-Verhältnis kann bis zu 4:1 betragen, die Höhe bis zu 30m, ihre Länge bis zu 2km. Die Längsachse liegt parallel zur Eisvorstoßrichtung, das Längsprofil ist umgekehrt wie bei Rundhöckern: Die Steilseite ist dem Eis entgegen gerichtet, die Vorderseite flach. Erratica oder Findlingesind Gesteinsblöcke, die durch Gletscher in Gebiete verfrachtet worden sind, in denen sie als anstehendes Gestein nicht vorkommen.

Als Grundmorändendecke bezeichnet man ein Grundmoränengebiet, das durch unregelmäßige Kuppen mit dazwischen liegenden Hohlformen gekennzeichnet ist und eine wellige oder ebene, mit zahlreichen kleinen, seichten Wannen versehene Oberfläche aufweist.

Als Eiszerfallslandschaft bezeichnet man einen Landschaftstyp, dessen Oberfläche überwiegend vom Eis geformt wurde bzw. von Sedimenten überdeckt wurde, die glazialer Entstehung sind. Als Prototyp sieht man die glaziale Serie. Dazu zählen

Toteisseen bzw. Eisrestseen. Sie entstanden, nachdem im Untergrund ein größerer Toteisblock unter den Lockersedimenten abtaute. Die Hohlform füllte sich nachträglich mit Niederschlagswasser und bildete einen See aus.
Toteislöcher sind Senken, die nach dem Auftauen eines im Lockermaterial begrabenen Eisblocks durch Nachsenken der Deckschichten entstanden und eine unruhige Oberfläche bilden.
Als Kames bezeichnet man eine glaziäre Aufschüttungsform, die sich zwischen größeren Toteiskörpern aus Sanden, Kiesen und Schottern bildete. Nach dem Abtauen des Toteiskörpers in der Umgebung blieben Einzelvollformen in Kuppen-, Kegel- oder Plattengestalt mit ebener Oberfläche und steilen Hängen übrig, die 10-20m hoch sein können. Ist eines der Widerlager statt eines Eiskörpers anstehendes Gestein, bilden sich Kamesterrassen aus.
Sölle sind vermutlich subglaziale Strudellöcher oder ähnlich wie Toteislöcher nach dem Abschmelzen von Pingos (Eisschwellungshügel) entstandene kraterartige Senken
Ose (Oser, Esker) sind langgestreckte Rippen aus ehemaligen Schmelzwassertunnelfüllungen. Ihre Höhe kann 2-200m, ihre Breite mehrere Meter bis 3km, ihre Länge 100m bis 500km mit kleineren Unterbrechungen betragen. Im Verlauf ähneln sie Flüssen, teilweise gibt es Nebenoser. Sie kommen meist in flacheren Gebieten vor und verlaufen parallel zur Fließrichtung des Gletschers. Die Füllung besteht aus gerundeten Kiesen.
Als Glaziale Serie bezeichnet PENCK die regelhafte Abfolge eizeitlicher Aufschüttungsformen, zu denen die Grundmoräne, das Zungenbecken, die Endmoräne, ein fluvioglaziales Schotterfeld bzw. Sander und ein Urstromtal gehören. Besonders deutlich tritt sie in der Jungmoränenlandschaft auf. Motor der Serie ist die Eisbewegung und die Hydrodynamik der Schmelzwässer. Das Gletschervorfeldist das Gebiet vor der Endmoräne des Gletschers, das in jedem Fall von glazifluvialen Ablagerungen überdeckt ist und entweder ein Sander oder ein glazifluviales Schotterfeld sein kann. Es ist der Schmelzwasserablagerungsbereich des Gletschers und kann auch glazigene Sedimente enthalten, wenn es im Rückzugsbereich des Gletschers zu liegen kommt. Als Sander (Sandr, Schotterplattenbezeichnet man eine aus Schottern und Sanden aufgebaut, schwemmfächerähnliche Akkumulationsform im Vorfeld von Inlandeisen. In der Nähe der Eisrandlage entstehen Übergangskegel, die in gewisser Entfernung von der Endmoräne in eine flachgeneigte bis ebene Sanderfläche übergehen. Vom Gletscherrand bis zum Außensaum des Sanderkegels erfolgt eine Materialsortierung: in Gletschernähe grob (Alpenvorland), in Gletscherferne fein (Norddeutschland). Während der Sanderbildung ist der Kegel von Schmelzwassergerinnen überzogen, die in einem weitverzweigten Netz mit raschen Laufänderungen dem Außensaum mit der Sammelrinne des Urstromtals zuströmen. Dort, wo es trocken ist, gibt es Deflation. Das Urstromtalist eine durch subglaziale Erosion und unter Toteisgürteln angelegte Tiefenlinie (Kasten- bis Sohlentäler), die das den Moränenwall durchbrechende Schmelzwasser sammelte. Sie wurden dort angelegt, wo die Schmelzwässer in Umfließungsrinnen parallel zum Eisrand wegen Anstiegs des norddeutschen Tieflands zu den Mittelgebirgen flossen, so daß kein Abfluß nach Süden möglich war. Sie sind von SO nach NW ausgerichtet. Heute benutzen Elbe, Oder, Warthe und Weichsel im nordmitteleuropäischen Tiefland die Urstromtäler.

Warum liegt die Schneegrenze in den Südalpen höher als in den Nordalpen?

Mittelmeerische Warmluft gegenüber kontinentaler Kaltluft.

Warum liegt die Schneegrenze in den Ostalpen höher als in den Westalpen?

Mehr Niederschläge in den Westalpen durch ozeanischeres Klima.

Wie ist zu erklären, daß die im oberen Teil eines alpinen Talgletschers eingetretenen Eiskörner erst am unteren Ende der Gletscherzunge wieder austreten?

Zunehmende Schneebedeckung im weiteren Verlauf überdeckt Körner bis zur Ablation im Zehrgebiet.

Wo schmelzen die dicht unterhalb der Firnlinie gebildeten Eiskörner wieder ab?

Relativ nah an der Oberfläche im Zehrgebiet.

Durch welche Phänomene entstehen Moränenwälle?

Durch den Rückzug und erneuten Vorstoß der Gletscherzunge.

Wie kann man glazigene und glazifluviale Sedimente im Aufschluß unterscheiden?

Rundung, Sortierung bei glazifluvialen Sedimenten

Wie kann man an Rundhöckern die Bewegungsrichtung eines Gletschers erkennen?

Flach an der Angriffsfläche wegen Detersion, steil und steiler auf der Rückseite wegen Detraktion.

Durch welche Vorgänge (nach A.PENCK) sind die durch Steilstufen getrennten, wannenartigen Abschnitte im Längsprofil der Trogtäler zu erklären?

Variable Gletschererosion verursacht streckenweise Übertiefung. Felsbecken anfangs gerne von Trogwannenseen eingenommen.

Durch welche zwei Theorien läßt sich die Versteilung beim Übergang der Schliffkehle zu den Trogwänden in Trogtälern erklären?

Ausräumung eines bereits bestehenden Talbodens durch fluviale Erosion
Ausräumung und Versteilung des Trogtals durch einen Gletscher.
Welcher Zusammenhang besteht zwischen der Mächtigkeit der Schneedecke, der Hangneigung und der Rückvertiefung des Kares?

Je steiler der Hang ist, desto mehr Schnee fällt von diesem auf das Kar. Je mächtiger die Schneedecke ist, desto größer ist der Bereich der Frostsprengung an der Rückwand des Kars und folglich die Rückvertiefung.

Warum haben große Alpentäler (z.B. das Rheintal bei Chur oder das Inntal bei Innsbruck) trotz der glazialen Überformung völlig ebene Talböden?

Aufschotterung / Schottersohlentäler. Starke Akkumulation im Sommer, Anastomisierung im Winter.

Warum treten im Norddeutschen Tiefland östlich der Elbe (Mecklenburg / Pommern) Seen auf, westlich der Elbe jedoch nicht?

Altmoränenland im Westen, Jungmoränenland im Osten.

Warum wirkt ein vom Gletscher aufgegebenes Zungenbecken als Sedimentfalle?

Lokale, niedriger gelegene Erosionsbasis.

Warum nimmt bei alpinen Talgletschern in bestimmten Laufabschnitten die Fließgeschwindigkeit von der Gletschermitte zu den Gletscherrändern hin ab?

Reibung ist bei laminarem Fließen stärker (Ränder) und ungleicher verteilt als bei Blockbewegungen. In den Alpen temperierte Gletscher.

Warum bestehen die jüngsten Moränen im Hochgebirge im unmittelbaren Vorfeld der heutigen Alpengletscher fast nur aus großen Blöcken, würmzeitliche Moränen im Alpenvorland hingegen aus einem hohen Anteil an Feinmaterial?

Der Zerkleinerungsgrad ist abhängig von Länge des Transportes.

Wie entsteht der Gletscherwind?

Nebeneinander von kaltem thermischem Hoch über der Gletschereisfläche und wärmeren Luftschichten über dem Gletschervorland bedingt Temperaturgefälle. Wind weht dann vom Eis ins Vorland.

Wie unterscheidet sich der Abflußgang der Alpenflüsse mit Einzugsgebieten unterschiedlich großer Eisbedeckung?

Je größer der Gletscher, desto später setzt das Maximum der Abflußkurve ein.

3.2.5. Gefrornis im gletscherfreien Gebiet (Periglazialformen)

Periglazial liegt im allg. "im Eisumland". Verengend ist es das Zwischeneisgebiet in Europa zwischen skandinavischen Inlandeismassen und alpinem Vergletscherungsgebiet während des Pleistozäns. Heute sind damit die subpolaren Gebiete und Hochgebirge gemeint, Tundren jenseits der polaren Baumgrenze, Gebiete im Gletscherumfeld, außerdem allgemeiner die Nachbarschaft von Inlandeis und Gletschern. Es gibt ein subnivales Klima, das unter dem Einfluß benachbarter Inlandeis- und Gletschermassen entsteht. Prozesse werden hier vom Dauerfrostbodenbestimmt. Faktoren für die Morphologie sind Frost-Tau-Zyklen (Wechsel zw. Auftauen und Wiedergefrieren) also das Bodeneis, zeitweise oberflächig abfließendes Wasser oder die Lufttemperaturen. Es gilt, daß unter einem Gletscher der Untergrund eisfrei ist, Permafrostaber danach auftreten könnte.

Permafrost bezeichnet eine ständige Bodengefrornis von mindestens 2 oder mehreren Jahren, bei der die Böden in den Sommermonaten nur einige Dezimeter bis Meter auftauen und wegen der stauenden Wirkung des Bodeneises stark vernäßt sind. Der Wechsel zwischen Auftauen und Gefrieren findet aber meist häufiger als nur zweimal im Jahr statt, wodurch die physikalische Beanspruchung stärker ausfällt. Die Mächtigkeit des gefrorenen Bodens reicht von 100-300m. Je geringer die Mächtigkeit, desto labiler der Komplex. Man unterscheidet den Permafrost weiter in

kontinuierlichen Permafrost: den heutigen Klimaverhältnissen entsprechend, tritt er in Gebieten auf, in denen das Klima zum Aufbau von Permafrost ausreicht (aktiver P.). Taliki (einz. Talik, eisfreie Zonen, Niefrostboden) gibt es nur unter größeren Seen, Flüssen oder dem Meer.
diskontinuierlichen Permafrost: vorwiegend pleistozäne Reliktform unter Vegetation. Dabei ist 50% der Fläche Permafrost, durchsetzt von Talik. Das heutige Klima reicht gerade noch zum Erhalt aus.
sporadischen Permafrost: Es ist eine im Zerfall begriffene Reliktform. Kleine Frostinseln liegen im sonst ungefrorenem Untergrund.
Kontinuierlicher und diskontinuierlicher Permafrost existieren auf rund 1 / 4 des festen Landes (inkl. Gletscher): 47% der GUS, 50% Kanadas, 80% Alaskas.

In den Polargebieten selbst gibt es nur geringe Tag- / Nacht-Schwankungen, also eine geringe Frostwechselhäufigkeit. Weiter südlich nimmt diese aber in den Übergangsjahreszeiten zu (Herbst / Winter). Besonders stark ist sie in den Hochgebirgen der Tropen aufgrund der Tageszeitenklimate. Im Yukon gibt es beispielsweise 50-60 Tage, in den gemäßigten Breiten immer noch 30 Tage im Jahr.

Die durchknetende Arbeit entsteht durch die Volumenzunahme und -änderung des gefrierenden Wassers.

Der Dauerfrostboden läßt sich in die drei Schichten Auftau-, Dauerfrost- / Permafrost und Niefrostboden (Talik) gliedern. Je stärker der Permafrost ausfällt, desto geringer sind die Auswirkungen an der Oberfläche. Die Tiefe des Auftaubodens ist regional unterschiedlich, da abhängig von Faktoren wie Klima, Vegetation, Exposition, Petrographie...

Der Auftauboden, auch Mollisol oder active layer genannt, ist der oberste oberflächennahe Abschnitt, der im jahreszeitlichen (Subpolar) oder tageszeitlichen Rhythmus (Hochgebirge) auftaut und wieder gefriert. Die Auftauschicht beträgt einige Zentimeter bis mehrere Meter, bei der Austrocknung treten Trockenrisse auf. Der wassergetränkte Auftauboden ist die Voraussetzung für Solifluktionund Kryoturbation. Der Dauerfrostboden ist ganzjährig gefroren. Im eisreichen Permafrost (wet frozen ground) füllt Eis Bodenhohlräume aus, im trockenen Permafrost (dry frozen ground) fehlt das Eis. Die Permafrostfront grenzt den Dauerfrostboden ab und bildet einen Wasserstauhorizont. Der Niefrostboden liegt unterhalb des Dauerfrostbodens und ist grundwassergefüllt. Dies kann als gespanntes Wasser empordringen und Intrusiveis bilden.

Als Solifluktion bezeichnet man die langsame Hangabwärtsbewegung schmelzwassergesättigtem Materials, die eine Form des Bodenfließensist (neigungsbedingt, durch Schwerkraft ausgelöst) und sich als periglaziale Denudation unter periglazialen Bedingungen abspielt und Dauerfrostboden voraussetzt. In dessen Auftauschicht entstehen Solifluktionsprozesse, wobei Solifluktionsschutt mit Feinerdeanteilen auch bei geringen Hangneigungen fließt bzw. kriecht. Die Solifluktion ist auch außerhalb der Dauerfrostbodengebiete in Bereichen mit häufigen Frostwechseln möglich. Je nach Hangneigung unterscheidet man die Makrosolifluktion bei der die Hangneigung >2-5° beträgt, und die Mikrosolifluktion mit Hangneigungen <2-5°. Klimatisch unterschieden wird in eine Jahreszeiten- (subarktische Periglazialzone) und eine Tageszeitensolifluktion (außerarktische Hochgebirge).

Die freie Solifluktion kommt in der vegetationslosen Frostschuttzone vor (Gebiet der subpolaren Periglazialzone, vegetationsfrei und mit Prozessen der freien Solifluktion. Klimazone, in der sich vor allem Frostsprengungsverwitterung abspielt, die zur Bildung von Frostschutt führt, der zum beherrschenden Oberflächentyp wird. Sie schließt sich unmittelbar an das Gebiet des ewigen Eises an und reicht bis zur Tundrenzone. Zwischen der Frostschuttzone und der Tundrenzone liegt die Frostschuttundra als landschaftlicher Übergangstyp). Die gebundene Solifluktion entsteht unter Vegetationbedeckung z.B. in der Tundra oder in der alpinen Mattenzone. Die Gelisolifluktion bezeichnet das Bodenfließen auf Dauerfrostböden. Sie setzt das Vorhandensein eines gefrorenen und wasserstauenden Untergrunds als Gleitschicht unter den obersten Bodenschichten voraus. Kammeissolifluktion ist eher ein Bodenversetzen als ein Bodenfließen (s.a. Kap. 3.2.1.1. Physikalische Verwitterung).

Was ist der Unterschied zwischen Kryoturbation und Solifluktion?

Kryoturbation bezeichnet eine frostbedingte Sortierung der Bodenanteile. Solifluktion bezeichnet frost- und gravitationsbedingte Verlagerungen von Bodenschichten.

Welche Übergangsformen zwischen Kryoturbation und Solifluktion gibt es?

Steinstreifen, Steinellipsen

Im Permafrost gibt es immer zwei Frostfronten. Von oben dringt eine durch niedrige Lufttemperaturen in den Boden vor, von unten steigt eine aus dem Dauerfrostboden aus. Da ein Boden eine heterogene Masse darstellt, breiten sich die Fronten unterschiedlich im Material aus, so daß es zur Durchknetung bzw. Kryoturbationkommt. Dabei kommt es zu einer materialabhängigen Verlagerung und Sortierung durch unterschiedliche Wasseraufnahmefähigkeit von feinem und grobem Material mit unterschiedlicher Ausdehnung während des unterschiedlich starken und schnellen Gefriervorgangs. Hebungs- und Sackungsvorgänge lassen verschiedene Bodentypen entstehen wie Würgeböden (Typ des Frostmusterbodens, bei dem durch Druckvorgänge beim Gefrieren und Wiederauftauen verschiedene Bodenlagen ineinandergepreßt und ein- bzw. aufgestülpt wurden), Brodelböden (Frostboden mit einer ungeordneten Durchmischung von verschieden zusammengesetztem Material infolge Schuttbewegungen durch jahreszeitliches Auftauen und Wiedergefrieren), Taschenböden (ständig frostbeeinflußter Boden, dessen Horizonte und Schichten durch frostbewegungsbedingte Verwürgungen unregelmäßig taschenartig eingestülpt sind) oder Tropfenböden (periglazialer Auftauboden mit tropfenartigen Einschlüssen eines etwas dichteren hangenden Sedimentes, die im breiigen Auftauzustand in ein liegendes Sediment eingesunken sind).

Frosthub bezeichnet das Auffrieren des Bodens mit zur Erdoberfläche gerichteter Bewegungskomponente, wobei Intensität der Frostbodenbewegung von Wasserkapazität, Substratzusammensetzung und Frostwechselhäufigkeit abhängt. Bei lateraler Bewegung spricht man von Frostschub. Beide Prozesse führen zu Frostmusterböden. Unter Auffrieren versteht man das mit einer Volumenzunahme verbundene Gefrieren von wasserhaltigen Böden. Je feuchter der Boden ist, desto stärker friert er auf. Steine innerhalb eines Feinerdekerns werden durch Frosthub emporgehoben. In dem Hohlraum unter dem Stein bilden sich Eiskristalle oder Materialien rutschen hinein, die den Stein anheben und nach oben transportieren. Auf dem gewölbten Feinerdekern aufliegende Steine rutschen an den Rand ab.

Frostmusterböden entstehen als Kleinform in jenem Bereich, der durch starke Tagesschwankungen in der Lufttemperatur mit häufigem Frostwechsel geprägt ist, ohne Dauerfrostboden im Untergrund zu haben. Sie sind kein Anzeiger für Dauerfrostboden, wenn auch die größten, ausgeprägtesten Formen dort gefunden werden. Sie sind frostbeeinflußte Böden, in denen sich durch die Bewegung der Bodenteilchen infolge der Druckkräfte durch die Volumenänderung des gefrierenden Wassers eine Sortierung des Oberflächenmaterials herausgebildet hat. Bei Substratgemischenaus Feinerde und Steinen wird von den zuerst gefrierenden feinerdehaltigen Stellen aus das grobe Material zunehmend nach außen geschoben und teilweise aufgestellt. Bei homogenem, feinem Material entstehen Polygone (Polygon-, Texturböden), bei inhomogenem Material Strukturböden (Steinringe, -netze, -polygone). Ein Gefälle ist dabei nicht nötig. Kommt eine Hangneigung hinzu, werden die Ringe oder Polygone zu Ellipsen gestreckt. Streifenböden entstehen als Frostmusterboden arktischer und alpiner Hanglagen aus quer zum Hang verlaufender Steinstreifen, die durch Drucksortierung beim wiederholten Gefrieren vom dazwischen liegenden feineren Material getrennt wurden und sich durch das Bodenfließen in Reihen anordnen. Bei lobenartigem Fließen entstehen Girlandenböden.

Tundrenpolygone entstehen durch Kontraktionsrisse ab Temperaturen von unter -22°C. Sie treten vorwiegend im homogenen Feinmaterial weiter Aufschüttungsebenen auf und sind meist vernetzt. Fossil lassen sie sich nachweisen durch das Vorkommen von verfüllten Eiskeilen oder Keilspalten, z.B. Lößkeile. Die Spalten können bis zu 8m lang werden.

Wie entstehen und vergrößern sich Eiskeile?

Eiskeile sind unterschiedlich dimensionierte Spalten im Boden, die sich durch die Bewegung des Frostbodens bildeten. Besonders wirksam sind sie in Lockersedimenten, so daß diese Hohlformen mit andersartigen Lockersedimenten verfüllt sehr gut fossiliert werden. Noch bevor sich die Spalte nach der sommerlichen Erwärmung wieder schließen kann, wird sie durch Eis bzw. Schmelzwasser aufgefüllt. Eine breite Eiskeilausbildung dauert sehr lange und beschränkt sich auf den Permafrost, denn das Wiedereinfrieren muß sehr schnell geschehen. Die Entstehung hat LACHENBRUCH mit der Tieffrost-Schwund-Theorie beschrieben. Sind die Spalten eisfrei, können sie durch ortsfremde Sedimente aufgefüllt werden, was als Eiskeilpseudomorphose bezeichnet wird. Eiskeilnetze sind Gruppenform von Eiskeilen, die an der Erdoberfläche durch Substrat- und / oder Feuchteunterschiede ein Polygonmuster entstehen lassen. Die Polygone weisen je nach Häufigkeit und / oder Intensität der Frostwechsel unterschiedliche Durchmesser auf.

Palsas oder Palsen treten hauptsächlich in den Randbereichen der Periglazialzone mit diskontinuierlichem Permafrost auf. Sie bestehen aus einer Eislinse in Torf. Für den Straßenbau bilden sie ein Hindernis, so daß Straßen meist auf Dämmen angelegt werden, wo Palsen vorkommen, da Asphalt die Wärmeleitung verändert und die Eislinsen zum Auftauen bringen.

Pingos sind isoliert stehende Kuppen oder Hügel mit rundem bis ovalem Grundriß, die einen Durchmesser von > 100m und eine Höhe von >10m haben können. Sie entstehen durch Aufschmelzen ehemaliger Hydrolakkolithen (Aufeishügel im Bereich des Dauerfrostes), d.h. eines Eiskerns mit darüberliegender Verwitterungsschutt- oder Sedimentdecke. Der Grönlandtypus wird aus Intrusiveis aus artesischem, Thermal-, Salz- oder Kluftwasser gebildet, während der Mackenzietypusdurch Auffrieren von Oberflächenwässern gebildet wird. Sie beweisen Dauerfrostboden während der Würm- / Weichselkaltzeit in Mitteleuropa. Nach dem Aufschmelzen der Eislinse können kleine Pingo-Kraterseen entstehen.

Durch welche zwei Faktoren wird die starke Wasseranreicherung in Oberflächennähe während der Auftauphase in der Frostschuttzone bedingt?

Keine Versickerung wegen der Eisplombierung des Bodens.
Geringe Auftautiefe mit folglich geringem Wasserspeichervermögen des Bodens.
Durch welchen Mechanismus können in Periglazialgebieten auch bei homogenem Untergrund asymmetrische Täler entstehen?

Gelisolifluktion an Talhängen bedingt durch unterschiedliches Auftauen wegen anderer Exposition

Den vier jüngsten Kaltzeiten entsprechen im Alpenvorland vier glazifluviale Schotterterrassen, die oft mit Löß überdeckt sind. Warum ist die Würmterrasse im Normalfall lößfrei?

Während der Kaltzeit schottert der Fluß sein Bett auf. Es gibt kaum Vegetation und Feinmaterial wird ausgeblasen. Im folgenden Interglazial tieft sich der Fluß in sein aufgeschottertes Bett ein, es entsteht eine Terrasse etc. D.h. Lößausblasung und Ablagerung erfolgt immer eine Eiszeit später als die Terrassenbildung.

Warum ist die beträchtliche Überformung der Altmoränen durch Hangdenudation nicht der letzten Interglazialzeit, sondern der letzten Kaltzeit zuzuordnen?

Während der Interglazialzeit waren die Altmoränen bewachsen. Erst in der Kaltzeit wurde die Denudation der unbedeckten Hänge begünstigt.

Inwieweit hat die Anwehung von Gesteinsstaub die Solifluktion in den Kaltzeiten gefördert?

Feinmaterial fördert Fließen auch bei niedrigen Hangneigungen durch das Wasserspeichervermögen.

Wie kann man die Aussage: Aus einer flachen Muldenform ohne Talsohle im Oberlauf wird talabwärts ein Sohlental mit scharfem Knick zwischen den Hängen und der Schottersohle aus der Kenntnis des kaltzeitlichen Geschehens heraus begründen?

Während der Kaltzeit entstehen Täler, die im oberen Teil eine Muldenform durch überwiegende Solifluktion entwickeln (Profil konkav) und im unteren Teil durch Aufschotterung zu einem Sohlental werden mit einem scharfen Knick zwischen der Sohle und den Hängen.

Wie sind die breiten Schottersohlen vieler kaltzeitlicher Täler zu erklären?

Mehr Schutt als Wasser, also Akkumulation, statt Transport.

Welche Argumente kann man dafür anführen, daß die heutigen Trockentäler in der Schwäbischen und Fränkischen Alb während der pleistozänen Kaltzeiten entstanden sind?

Kalk, plombierter Boden, heute geringer Oberflächenabfluß.

Warum haben sich die meisten Flüsse in Mitteleuropa nach der letzten Kaltzeit auf relativ schmale, nur wenige Meter eingetiefte Gerinnesohlen zurückgezogen?

Geringe Fracht mangels Nachschub der Gletscher führte zu linienhaften, geringerodierten Flußläufen.

Welche Argumente führen jene Morphologen an, die der Meinung sind, daß die Täler in den deutschen Mittelgebirgen zum größten Teil erst während des Quartärs entstanden seien?

Jene Morphologen postulieren im vorausgehenden Tertiär tropische bzw. subtropische Klimate, die allein zur Bildung von Rumpfflächen führten. Erst nach der Klimaänderung im Quartär setzte linienhafte Erosion ein.

3.2.6. Die Arbeit des Meeres (Küstenformen)

Die wichtigsten küstenmorphologischen Begriffe in.

Abrasion ist die abtragende Tätigkeit der Brandung an der Küste von Meeren oder von großen Seen. Sie ist besonders an Steilküsten aus Lockersedimenten, aber auch aus Festgesteinen wirksam. Die Brandungsarbeit läßt charakteristische Formen entstehen. Die Abrasionsplattform ist eine leicht gegen das Meer hin geneigte Fläche, die von der Brandung und den von ihr bewegten Geröllen abgeschliffen wurde. Die rezente A. reicht soweit in die Tiefe, wie die Wellen am Meeresboden formen können, fossile A. liegen oft über dem Meeresspiegel. Da Kliffentsteht an der Brandungserosionssteilküste in Locker- oder Festgesteinen durch Brandungswellenarbeit, d.h. einem Zusammenwirken von mariner Erosion und Denudation. Neigungswinkel und Höhe des Kliffs hängen jedoch nicht nur von der Brandung, sondern auch vom Substrattyp, der Lagerungsart des Substrats sowie Dauer und Richtung der Einwirkungen der Brandung ab. Vor dem Kliff ist meist eine Abrasionsplattform entwickelt, am Fuße des Kliffs, im unmittelbaren Einwirkungsbereich der Brandungswellen, befindet sich die Brandungshohlkehle. Die Schorre ist die Abrasionsplattform, also der Bereich der Küste, unterhalb vom Ufer / Strand und oberhalb vom Schelf gelegen. Der Schelfist ein flaches Gesimse, das in wechselnder Breite um Kontinente herumläuft und ein sehr geringes Gefälle von 0,2% aufweist. Konventionell auf Atlaskarten mit 200m Tiefenlinie und eigenem Farbton eingetragener Schelf ist nicht identisch mit morphologischem Schelf. Dessen Rand liegt im weltweiten Mittel 130m tief, kann aber auch in 100m oder gelegentlich sogar 500m Tiefe angetroffen werden. Der Kontinentalabhang ist eine 20-120 km breite Region mit mittleren Hangneigungen von 2-10°. Der Abfall ist nicht glatt, sondern durch Schüttungskegel, Rutschungen und submarine Canons reliefiert. Diese bilden lange, ungewöhnlich tiefe und steile Schluchten von meist V-förmigem Querschnitt im Kontinentalabhang. Sie beginnen mit dem Schelf, einige schließen an heutige oder frühere Hauptmündungen großer Ströme an, wie Kongo, Indus und Ganges, haben aber im allgemeinen keine Beziehung zu festländischen Flußläufen. Sie werden in überwiegender Zahl durch Turbidity Currents (Dichte-, Schlamm-, Trübeströme) geschaffen oder offengehalten. Entstehung der Turbidity Currents: Ausgelöst z.B. durch Hochwasserzufuhr eines Flusses oder durch Rutschungen im Gefolge von Erdbeben können am Schelfrand oder in oberen Partien des Kontinentalabhanges größere Sedimentmassen aufgewirbelt werden und in Suspension gehen. Die entstandene Wasser-Sediment Mischung besitzt ein höheres spezifisches Gewicht als das umgebende Meerwasser und beginnt den Kontinentalabhang hinabzugleiten. Dabei können sehr hohe Geschwindigkeiten erreicht werden.

Die Brandung ist die gebrochene und auslaufende oder schlagende Wasserbewegung an der Küste. Brandungskehlen sind kleine Hohlformen am Fuß des Kliffs zwischen dem Mittel- und Hochwasserniveau, in der die Brandungsgerölleerosiv arbeiten. Diese sind marine, meist kugelförmige Gerölle, die bei der Brandungsarbeit auf der Abrasionsplattform bewegt werden. Ihre Sedimentation erfolgt entweder am Strand oder auf der Meerhalde.

Der Strandwall ist eine Aufschüttung aufgrund auslaufender Wellen. Der Sog des zurückströmenden Wassers nimmt das Feinmaterial wieder mit, so daß die Strandwälle vorwiegend aus gröberem Sand, Kies, Geröll und Muschelbruchstücken bestehen. Zur Strandversetzung kommt es aufgrund von Materialumlagerungen durch küstenparallele Strömungen und durch vom schräg zum Strand wehende Winde geregelte Wirkungen von Sog und Schwall. Sie bewirkt die Bildung von Haken, Nehrungen und Ausgleichsküsten.

Die Steilküste entsteht durch Transversalwellen, die eine starke Brandungswirkung ausüben. Die starke marine Abrasion führt zu einer Versteilung, Kliffbildung, Unterspülung, Akkumulation des Abgespülten, Zurückverlegung des Kliffs (Bildung von Schorre, Brandungsplattform, Abrasionsplattform) Wandverwitterung, Hangabtragung. Steilküsten können aus Fest- und Lockergesteinen gebildet werden (abhängig von der Standhaftigkeit des Materials z.B. in Norddeutschland: Geschiebemergel und Altmoränen), allerdings werden die Steilküsten im Lockermaterial schneller zurückverlegt. Ein aktives Kliff erscheint als vegetationsloser geologischer Aufschluß. Mit Verbreiterung der Strandplatte verringert sich die Angriffskraft des Meeres und das Kliff wird nur noch von den höchsten Fluten erreicht und ist damit dem Meereseinfluß entzogen. Es verflacht und überzieht sich mit einer Pflanzendecke, es wird zum toten Kliff. Die Flachküste entsteht als primären Flachformen oder verschieden breiten Abrasionsflächen, wobei durch Brandungswellen andere Formen als an der Steilküste entstehen. Sie weist eine charakteristische Gliederung in einzelne geomorphodynamische Bereiche auf, die Schorre, den Vorstrand und den Strand. Die Längsküste ist eine entsprechend der geologischen Struktur längs zur Streichrichtung von Schichten verlaufende Küste. Die Querküsteverläuft senkrecht zum Streichen der Gesteinsschichten, die die Küste aufbauen. Es ergeben sich meist stark gegliederte, tiefe Buchten und Täler, die senkrecht zum Hinterland verlaufen, die voneinander durch felsige Vorsprünge getrennt sind. Die Diagonalküsteist eine Schrägküste, die spitz- und stumpfwinklig zum Streichen der Gebirgszüge verläuft, wobei Buchten mit Landvorsprüngen wechseln. Die Senkungsküste ist eine Küste, die durch Sinken des Landes entstanden ist, entsprechend entstand die Hebungsküstedurch Bloßlegung des Meeresbodens aufgrund von Hebungen.

Meeresspiegelschwankungen haben unterschiedliche Ursachen. Die Eustatische Meeresspiegelveränderung entsteht durch klimatische Veränderungen im Wasserhaushalt der Erde, so z.B. durch die Bindung von Wasser als Eis. Die Isostatische Meeresspiegelveränderung ist an tektonische Hebungen gebunden, z.B. als Eisisostasie, nachdem sich die Landoberflächen vom Eise befreit entlasteten. In N-Europa machte die Druckentlastung eine Hebung von 312m möglich. Zu erkennen sind solche Hebungen heute an gehobenen Strandlinien, marinen Terrassen, Strandwällen... Die meisten Küsten Europas entstanden aufgrund von Meeresspiegelschwankungen.

Folgende Küstentypen sind namentlich bekannt: Fjord, Fjard, Schären, Förden, Bodden (nur bei geringem Tidenhub), Rias, Ästuare (Elbästuar, Einfluß bis weit ins Landesinnere, z.B. Deichbau), Calanquen, Canale.

Steilküsten werden meist von der Brandung unterschnitten, wobei sich Brandungshohlkehlen, Brandungstore bilden. Vor der Steilwand werden Strandsedimente abgelagert, so daß sich flache Sand- oder Kiesstrände ausbilden. Das Feinmaterial kommt meist vom Kliff selbst. Das Kliff wird dabei immer weiter ins Landesinnere zurück verlegt, so daß es aus der Reichweite des Meeres gerät und zum toten Kliff wird.

Die Ausgleichsküste weist besondere Formen auf wie das Haff / Lagune, Strandhaken, Nehrung / Lido.

Die Wattküste ist eine Flachküste mit Gezeiten, an der sich Watt ausbildet: amphibisches Land der Gezeitenküste, das mit den Gezeiten täglich zweimal überflutet wird und zweimal wieder trockenfällt. Das Watt der Nordseeküste gilt als Prototyp. Es bildete sich im Postglazial als 10-20m mächtiger Sedimentkörper aus Sand und Schlick in verschiedenen Mischungsverhältnissen, der älteren Glazialsedimenten aufgelagert. Ausgedehnte Sand- und Schlickbereiche wechseln miteinander ab. Das Watt verfügt über ein kompliziertes Feinrelief, das infolge der Gezeitenströme große Dynamik aufweist. Bestandteile sind Priele (Wasserrinnen mit bei Ebbe und Flut wechselnder Strömung, durchziehen und gliedern in weitverzweigtem Netz das Watt, münden seewärts in größeren Baljen), Baljen (Priele, die auch bei Niedrigwasser schiffbar sind. Baljen sind entweder direkt mit dem offenen Meer verbunden oder durch Seegatten (Tiefs): tiefe, von den Gezeitenströmungen erodierte enge Durchlässe zwischen den Inseln um Wattenmeer; in ihnen können Gezeitenströme hohe Geschwindigkeiten und Transportkraft erreichen), Schlick (im Meer, in Seen und im Überschwemmungsgebiet von Flüssen abgelagertes Gemisch aus feinsten Mineralbestandteilen und organischer Substanz. Der meist grau gefärbte S. enthält Schwefeleisen), Hallig(uneingedeichte Marschlandinsel im Wattenmeer, die Reste größerer und ungeschlossenerer Marschgebiete darstellen und durch Sturmfluten sowie Brandung permanent in ihrer Substanz verringert werden. Sie gelten als quasi-natürlicher Küstenschutz für das im Hinterland des Wattenmeeres gelegenen Festland und werden zunehmend durch Kunstbauten gesichert), Damm / Deich, um Neulandgewinnung zu ermöglichen.

Die Mangrovenküste ist die tropische Form der Wattenküste, deren Bildungsbedingungen eine ganzjährige Temperatur größer 20° und weniger als 5° Jahresschwankung ist. Weiterhin sind Schlickangebot und wenig bewegtes Wasser Voraussetzung, daher findet man diese Küstenform vorwiegend in der Nähe großer Flußmündungen. Der Bewuchs ist ein halophytischer, d.h. salzvertragender Baumbestand im Wasserschwankungsbereich, der eine stabilisierende Wirkung auf Sand und Schlick ausübt.

Korallenriffküsten bestehen aus biogen erzeugten Kalkbarrieren, die nur in sehr warmen Meeren entstehen können (25-30°). Außerdem muß das vorhandene Meerwasser sehr sauerstoff- und nährstoffreich sein, daher findet man Korallenriffe nicht in der Nähe von Flußmündungen. Die Korallen haben bis zu Tiefen von 30m optimale Wachstumsbedingungen. Atolle sind meist kreisförmige bis elliptische Riffkränze mit einer flacher Lagune im Zentrum, jedoch ohne Inselkern. Atollringe sind selten breiter als 1km, die Lagunendurchmesser schwanken zwischen 0,5 und 100 km. Atollringe sind Kranzriffe, ragen ca. 2-3m über Flutniveau auf und senken sich sanft gegen die Lagune ab. Diese sind im allgemeinen wie die Lagune der Wallriffe durch Lücken mit offenem Meer verbunden, daher unter Einwirkung der Gezeiten. Atolle treten einzeln oder in Schwärmen auf. Das Barrierenriff ist ein meist sehr großes Korallenriff, das sich weit vor der Küste befindet und nicht aus einem langsam vom Ufer in Richtung Meer wachsenden Saumriff entstanden ist. Meeresspiegelschwankungen oder Senkung des Untergrundes erklären die Existenz der B. weit vor der Küste. Das Saumriffist der häufigste Rifftyp, der eng an die Festlandsküste oder eine Insel angelehnt ist. Die Oberseite des Riffes wird als Riffdach bezeichnet und geht seewärts am Riffrand in den Riffhang über. Das Riffdach setzt am Strand mit leicht eingetiefter Senke, dem Uferkanal ein. Breite des Saumriffes abhängig vom Böschungswinkel des Küstenabfalls; übersteigt selten 100-300m. Das Wallriff ist vom Festland oder der Insel durch eine Lagune getrennt. Der Boden ist mit Korallenschlamm und Kalksand bedeckt. Durch schmale Durchlässe im Riff gibt es gewöhnlich eine Verbindung der Lagune mit dem offenem Meer. Die Riffkrone liegt bei Ebbe trocken, bei Flut steht außen am Riff die Brandung. Das Krustenriff ist ein im weiteren Umkreis der Korallenküste auftretendes Korallenriff und zwar in gewisser Entfernung vom Festland bzw. Inseln, wobei das Riff auf schon vorhandene Untiefen aufsetzt. Sie sind für seichte tropische Meeresbereiche charakteristisch.

Wie unterscheiden sich Oszillations- und Translationswellen?

Oszillationswellen sind Schwingungswellen, benötigen eine freie Wasseroberfläche, ausreichende Wassertiefe, mäßige Windgeschwindigkeit, wobei die Wasserteilchen um die Ruhelage auf und ab schwingen. Translationswellenentstehen in abnehmender Wassertiefe, dadurch kommt es zur Hemmung der Schwingung, dadurch zur Verkürzung und Versteilung der Wellen (in vielen Fällen führt dies zum Überschlagen der Welle, Brecherbildung). Die kritische Wassertiefe ist etwa die halbe Wellenlänge, starke Windgeschwindigkeit. Tsunamis sind durch Vulkanausbrüche, Seebeben und Masseverlagerungen am Meeresboden ausgelöste langperiodische, extrem hohe Wellen (5-10m) großer Energie und Zerstörungskraft an Meeresküsten.

Transgression ist die positive Strandverschiebung, d.h. die Verschiebung der Strandlinie landeinwärts, während die Regressiondie negative Strandverschiebung, also die Verschiebung der Strandlinie seewärts ist, die in der Würmkaltzeit ca. 95-100m betragen hatte. Die Ingression ist das Vorrücken des Meeres aufgrund von Epirogenese oder von eustatischen Meeresspiegelschwankungen in flache Becken, die als Vollform erhalten oder im Entstehen begriffen sind. Der Vorgang der I. entspricht damit mehr oder weniger der Transgression.

Als Fluten bezeichnet man den Hochwasserstand im Gezeitenrythmus der Meere. Die Sturmflut ist eine anormale Wasserstandserhöhung: Starke auflandige Winde können Wasserstand an einer Küste bis zu 7m anheben. Eine gleiche, wenn auch schwächere Wirkung übt sehr tiefer Luftdruck aus. Treffen Windstau, verbunden mit einem ausgeprägten Tiefdrucksystem, und Tiedenhochwasser zusammen, so entsteht eine Sturmflut. Sie kann an Tieflandküsten zu verheerenden Deichbrüchen und Überschwemmungen führen. Ähnliche Naturkatastrophen in Verbindung mit tropischen Wirbelstürmen bedrohen tiefliegende tropische Küstenländer wie z.B. die Bengalenbucht. Die Springflut entsteht bei Neumond und Vollmond, wenn die Anziehungskräfte des Mondes und der Sonne in Konjunktion oder Opposition wirken.

Ein Delta ist eine aufgeschüttete Flußmündung, mit meist einem dem Dreieck angenäherten Grundriß. Durch ständige Sedimentzufuhr wachsen Deltas in den See oder das Meer hinaus, wobei auf Grund der stark wechselnden Sedimentationsbedingungen unterschiedliche Formen entstehen.

Es gibt folgende Deltatypen:

Spitzdelta (z.B. Tiber)
Flügeldelta (z.B. Ebro)
Fingerdelta (z.B. Mississippi)
Bogendelta (z.B. Niger)
Komplexes Bogendelta (z.B. Nil)
Ästuardelta (z.B. Rhein-Maas-Delta)
Deltas weisen einen charakteristischen sedimentologischen Aufbau auf mit Plattformsanden und den Sedimenten des Hanges, die wiederum auf einem Bodensediment ruhen. Die Deltaschichtung ist eine charakteristische Sedimentabfolge, die auf das Wachstum des Deltas zurückgeht. Die Deltaplattformsande (Top-set beds) werden auch Deckschichten genannt. Sie gehen in die Foreset beds oder Böschungsschichten über, die wiederum auf den Bottom-set beds, den Bodenschichten lagern. Es handelt es sich um eine sedimentgenetische Sequenz, die sich auch in der Materialsortierung ausdrückt.

Bedingungen zur Förderung der Deltaakkumulation

Starke Sedimentfracht
Starker Abfluß
Ausreichend flaches Wasser vor der Küste
Küste geschützt vor Wind, Wellen und Strömung
Geringer Gezeitenunterschied

Warum gibt es nicht nur auf der mondzugewandten Seite der Erde eine Flut, sondern auch auf der mondfernen? Warum sind bei Vollmond und Neumond Ebbe und Flut besonders ausgeprägt?

Anziehungskraft des Mondes auf der einen Seite, Zentrifugalkraft auf der anderen.

Welche Voraussetzungen begünstigen die Entstehung einer Steilküste mit Kliff und Schorre?

Gesteine, die in der Lage sind senkrechte Wände zu bilden, ausreichend Wellengang.

Wie kann man die großen Dünenfelder an vielen Küsten erklären?

Auswehung von Sand aus dem Strandbereich bei Ebbe im Zusammenhang mit dem Land-See-Windsystem.

Warum treten in Europa große Ästuare bevorzugt am Atlantik und in der Nordsee auf, Deltamündungen dagegen vor allem im Mittelmeerraum?

Im Atlantik bedingt der große Tidenhub und Wellengang destruktive Küstenformen. Im Mittelmeer herrschen gegenteilige Bedingungen vor, die die Bildung von Deltas fördern (Nil, Ebro etc.)

Wie kann man die geographische Verbreitung der Fjordküsten (Norwegen, Westküste N-Amerikas, Südchile) erklären?

Hohe Gebirgszüge, die ausreichend vergletschert waren liegen im Westen.

Wie ist die Entstehung der Inselkette der West-, Ost- und Nordfriesischen Inseln zu erklären?

Akkumulation eines Dünenwalles, der durch vordringendes Meer zerteilt wird.

Welches gemeinsame Entstehungsprinzip verbindet die Schären-, Förden- und Boddenküste an der Ostsee?

Überflutung glazialer Reliktlandschaften. Die Boddenküste ist im glazialen Aufschüttungsbereich das Gegenstück zur Schärenküste im glazialen Abtragungsbereich.

Welche Konsequenz hat der Wechsel von Kalt- und Warmzeiten im Quartär für die Gestaltung der Küsten?

Glazialeustatische Meeresspiegelschwankungen bedingen Aufbau und Abbau der Küste in einem weiten Bereich. Außerdem beeinflußten die Schwankungen die Gefällskurven der Flüsse durch Änderung der Erosionsbasis.

Durch welche Faktoren ist die Verbreitung der Mangroveküste bestimmt?

Die Mangrovenküste ist die tropische Form der Wattenküste, deren Bildungsbedingungen eine ganzjährige Temperatur größer 20° und weniger als 5° Jahresschwankung ist. Weiterhin sind Schlickangebot und wenig bewegtes Wasser Voraussetzung, daher findet man diese Küstenform vorwiegend in der Nähe großer Flußmündungen. Der Bewuchs ist ein halophytischer, d.h. salzvertragender Baumbestand im Wasserschwankungsbereich, der eine stabilisierende Wirkung auf Sand und Schlick ausübt.

3.2.7. Die Arbeit des Windes (äolische Prozesse und Formen): nicht behandelt

Deflation ist der Vorgang der Ausblasung durch Wind. Deflationswannen sind durch Ausblasung entstandene, abflußlose Becken. Die Trockentäler der Wüsten sind jedoch fluviatil entstanden. Saltation ist die hüpfende Bewegung von Sandkörnern, Transport wie bei Reptation, nur im Zentimeter- bis Meterbereich. Reptation ist das Verschieben der Sandkörner am Boden, durch Winddruck oder Stoßen anderer Körner, was sehr langsam vor sich geht.

Dünen entstehen durch die Wellenbildung am Übergang vom "dichteren" Sand zur "weniger dichten" Luft (Helmholtzsches Gesetz: an der Grenzfläche zweier Medien mit unterschiedlicher Dichte bilden sich Wellen aus). Man unterscheidet

An Hindernisse gebundene Dünen an Steinen oder Pflanzen bzw. vor geschlossenen, großen Hindernissen durch Windstau (Ablagerung im Luv) oder hinter kleinen nicht geschlossenen Hindernisssen wie Strandhaferbüscheln (Ablagerung im Lee)
Freie Dünen entstehen unabhängig von Hindernissen auf vegetationslosen Flächen. Sie sind entweder quer zur herrschenden Windrichtung (Wall- oder Querdünen) oder in Windrichtung angeordnet (Strich- oder Längsdünen).
Sicheldünen oder Baranche entstehen als Einzeldünen, deren flache Ausläufer schneller wandern als der dicke Mittelteil à sie wölben sich, umgekehrt wie die Parabeldünen, dem Wind entgegen. Sie können Dünenfelder bilden mit eingelagerten Dünentälern und -wannen. Parabeldünen entstehen durch Winddurchbrüche oder -gassen an schwachen Stellen der Walldünen, wobei die dünn ausgezogenen Hörner Verbindung zu den Walldünen halten. Sie können auch entstehen, wenn in die flacheren Seitenausläufer einer wandernden Düne Grundwasser aufsteigt, dadurch Pflanzenwuchs gefördert wird, der das Wandern abbremst und der Mittelteil der Düne schneller wird. Walldünen besitzen eine flachere Luvseite (3-12°) und eine steilere Leeseite (25-40°). Sie sind die typischen Stranddünen. In Walldünenfeldern treten oft Zonen mit Parabeldünen auf. Binnendünen entstehen rezent in allen Trockengebieten, in Deutschland nur als fossile Binnendünen, z.B. auf der Niederterrasse des Rheins bei Darmstadt, oder in eiszeitlichen Sandergebieten Norddeutschlands. Sie entstanden durch Auswehung aus den Schmelzwassersanden der Eiszeit, bevor sie im wärmeren Klima durch Pflanzen bedeckt wurden. Heute sind sie stationär. Sterndünenentstehen bei Windrichtungsänderung. Durch Ausblasung aus anderen Richtungen können aus anderen Dünen Sterndünen entstehen.

Windkorrasion bezeichnet die Abschleifung durch vom Wind mitgeführtem Material. Sie wirkt vor allem in Bodennähe, weil hier das gröbste Material transportiert wird. Windkanter entstehen, wenn der Wind aus mehreren Richtungen bläst: meist faust- bis kopfgroße Steine, die facettenartig zugeschliffen wurden. Pilzfelsen und Korrasionshohlkehlen entstehen, weil in Bodennähe Felswände und Einzelfelsen stärker abgeschliffen werden als oben.

Ein Serir ist eine Geröllwüste, bei der Kies über kiesdurchsetztem Sand liegt und in der obersten Schicht das Feinmaterial ausgeblasen wurde. Der Hammada ist eine Felswüste aus nackten Gesteinsflächen, die mit Gesteinsscherben von verwittertem Material bedeckt sind. Das Feinmaterial wurde und wird ausgeblasen. Der Erg ist eine reine Sandwüste, die durch abgelagerten Sand entstanden ist, der in anderen Gebieten ausgeweht wurde.

Welche Voraussetzungen begünstigen die Auswehung von Gesteinsstaub, welche das Wiederabsetzen (Akkumulation)?

Auswehung: fehlende Vegetation, Trockenheit, Exposition

Akkumulation: Exposition, Vegetation, Feuchtigkeit

Warum finden wir Löß in Mitteleuropa im allgemeinen weder auf den Niederterrasse, noch in der Aue der Flüsse, noch auf höheren Teilen der Mittelgebirge?

Die Aue ist erst nach der letzten Eiszeit entstanden, sie kann daher keinen Löß enthalten. In den höheren Lagen der Mittelgebirge war während der Eiszeit und auch kurz danach, als Löß ausgeweht wurde, keine Vegetation vorhanden. Und da die Vegetation als Staubfänger wirkte, blieb der Staub in der Regel nicht liegen.

Warum wird in China heute noch Löß sedimentiert, in Mitteleuropa jedoch nicht?

Der Löß in China stammt aus den asiatischen Trockengebieten, die auch heute noch Material liefern. In Europa sorgte die planzliche Überdeckung der Glaziallandschaften nach der Eiszeit für ein Versiegen der Lößakkumulation.

Welcher Zusammenhang besteht zwischen Windgeschwindigkeit und Luv- bzw. Leeabtragung des Lösses?

Bei kleinen Windgeschwindigkeiten treten Luvseitenablagerungen auf, während bei hohen Windgeschwindigkeiten im Luv ausgeweht wird und nur im Lee der Ehebung sedimentiert wird. Außerdem spielt bei der Akkumulation auch die Hangneigung der Erhebung eine große Rolle, denn je steiler und je höher die Erhebung ist, desto länger wird bei immer stärker werdendem Wind im Luv angeweht und sedimentiert.

Welches sind die Unterschiede zwischen Lößablagerungen und Dünen?

Löß bildet gar keine Dünen, nur schneeähnliche Polster an den Hängen. Löß ist ein Gestein. Bei größerer Mächtigkeit ist er fähig steile Wände zu bilden, da die Körnchen durch Kalkkrusten verbacken sind.

Welche zwei Dünentypen gibt es in Mitteleuropa und wie unterscheiden sie sich nach Zeit und Art ihrer Entstehung?

Fossile Binnendünen als Folge von Kaltzeiten.
Küstendünen sind oft auch heute noch im Aufbau begriffen.
Wie erklärt man sich, daß in manchen Trockengebieten alte Flußläufe durch die Windabtragung als Vollformen (Dämme) herauspräpariert werden?

Flußläufe führen in ihrem Bett Geröllmaterial, das sich nicht durch Wind abtragen läßt.

Wie ist das Verhältnis zwischen der Windwirkung und der Wirkung von fließendem Wasser auf Plateaus, in Gebirgen und in großen Becken der Wüstenzone?

Plateaus: gute Windexposition, keine Reliefenergie für fließendes Wasser
Gebirge: hohe Reliefenergie für fließendes Wasser
Wüstenbecken: keine Reliefenergie für fließendes Wasser, gute Windexposition
Wie kommt es, daß in Wüstenrandgebieten Staubstürme häufiger auftreten als im Wüsteninneren?

Stürme sind die Folge unterschiedlich starker Aufheizung und des damit unterschiedlichen Luftdrucks, was in den Randgebieten der Wüsten oft auftritt. In der Kernwüste herrscht dagegen über weite Gebiete gleichmäßig hohe Temperatur, so daß der Temperaturgradient fehlt, der die Luftmassen in Bewegung setzt; deshalb ist es dort relativ windstill.

In Kernwüsten treten Anzeichen der Erosion offensichtlicher in Erscheinung als die der Deflation. Geben Sie dafür eine Begründung!

Deflation ist wegen der geringen Luftbewegung und der Befestigung des Bodens durch Salzkrusten gegen Auswehung gering. Die seltenen Niederschläge können die unbedeckten Geländeformen gut erodieren und die resultierenden Formen werden aufgrund des Klimas und der geringen äolischen Erosion konserviert.

4. Geomorphologisch – anthropogene Problemfelder

4.1. Probleme der arktischen Regionen

Lawinen in der Nähe von Steilhängen
Hanginstabilität in der Verbindung mit Solifluktion
Steinschlag, verursacht durch Frostverwitterung
Absenkung durch Thermokarst - aufgrund natürlicher Prozesse oder durch menschlichen Einfluß
Oberflächenanhebung (z.B. durch Pingos)
Überflutungen durch frühsommerliche Schneeschmelze
Ausbruch von randglazialen Stauseen und subglazialen Wassertaschen und daraus folgende Überflutungen
Eisstau auf Flüssen
Aufeis
Frosthub von Pfählen (z.B. Brücken)
Vereisung (z.B. von Wasser- und Abwasserleitungen)
Winterlicher Wassermangel zur Beseitigung von Abfällen
Wind-Chill-Effekt
Sehr kurze Vegetationszeit, unfruchtbare Böden
Extrem tiefe Temperaturen, heftige Schneefälle
Moore und Sümpfe verursachen Transportprobleme
An Küsten und auf See: Eisberge und Packeis

4.2. Probleme der Mittleren Breiten

Erdbeben
Massenbewegungen
Erdfälle, auch in Bergbaugebieten
Fluviale Erosion
Eissturz
Lawinen
Küstenerosion
Dünenwanderungen, vor allem an Küsten

4.3. Probleme der Wüstenregionen

Vordringen von Sand in Siedlungen, Straßen
Winderosion (Deflation) von Böden
Staubstürme
Versalzung: Verwitterung von Bausteinen, Verminderung der Bodenqualität, Einschränkung des Pflanzenwachstums
Überschwemmungen
Schuttströme
Verschlammung von Stauseen
Staudämme: fehlende fruchtbare Sedimente flußabwärts, Erdbeben, Zunahme des Salzgehaltes, Übertragung von Krankheiten, Klimaveränderungen
Grundwassernutzung: Absenkung des Grundwasserspiegels, Eindringen von Salzwasser (Intrusion)
Klima: Smog durch Sonnenlicht und Inversion, extreme Hitze, sehr geringe Feuchtigkeit

4.4. Probleme der feuchten Tropen

Große Gebiete mit unfruchtbaren Böden, Lateritisierung, schneller Nährstoffverlust nach Rodung
Erosion durch intensive Niederschläge
Instabile Hänge in Zusammenhang mit tiefgründig verwittertem Gestein
Extrem entkräftetendes Klima (wegen der hohen Feuchtigkeit)
Tropische Wirbelstürme und ihre Folgen
Einwirkungen auf Holz und anderes organisches Material durch Termiten, Pilze etc.
Überschwemmungen (natürliche und nach Abholzungen)

5. Anwendungsfelder der Geomorphologie

5.1. Urbangeomorphologie

Topographische und geographisch Stadtanlagen als Verteidigungsanlage, an bequemen Flußübergängen, auf Flußterrassen, Siedlungen am Geestrand zur Marsch in Norddeutschland

5.2. Verhinderung menschlich verstärkter Erosion

Bodenversiegelung, Planung von Staubecken als Sedimentfallen (Lake Nasser)
Strandversetzungen und Sedimentbewegungen durch Molen, Dämme etc.
Stabilitätsbewertung von Hängen bei Versteilungen, Bebauungen. Rutschungsrisiko

5.3. Exploration von Lagerstätten

Supergene Lagerstätten: Rückstand der Verwitterung im Regolith (Ferricrete, Bauxit etc.)
Seifen: Z.B. Gold- und Diamantseifen in Nordwestaustralien

5.4. Sonstiges

Bewertung des Erholungswertes und der ästhetischen Wirkung des Landschaftsbildes
Retrospektive Anwendung der Geomorphologie auf Geschichte und Vorgeschichte
Geomorphologische Unterstützung der Archäologie

6. Die Formung der Erdoberfläche unter dem Einfluß des Menschen

Künstliche Formen kommen überall auf der Erde vor und hängen nach Umfang und Verbreitung nur von der technischen und wirtschaftlichen Entwicklungshöhe der Menschen in dem betreffenden Gebiet ab.

6.1. Formen

Siedlungsformen: Warften, Hügelgräber, keltisch Ringwälle, Burgberge aus Schutt (Troja), Schuttberge aus Kriegen, Befestigungswesen von Limes bis Vauban.
Agrarformen: Entwässerung, verschiedene Ackerformen, Lesesteinhaufen, Acker- und Weinterrassen.
Wasserbauanlangen: Dämme, Deiche, Bewässerungsgräben, Talsperren, Stauseen, Hafenbau
Landverkehr: Straßen, Straßen- und Bahndämme, Tunnel, Geländeeinschnitte
Bergbau und Steinbruch: Schürflöcher (Pingen), Stollen, Schürfgruben, großflächiger Tagebau (z.B. Braunkohle), Salinen, Erdölförderung
Sonstiges: Kriege und Katastrophen.

6.2. Anthropogene Veränderung natürlicher Kräfte und Vorgänge

Grundvoraussetzungen der Formung

Endogene Vorgänge: Beeinflussung von Vulkanausbrüchen (Wasser, Dämme), Belastung der Erdkruste durch Bauten (Stauseen etc.)
Klimaveränderungen und ihre Folgen: Stadtklima, Großklima (CO2 etc.)
Veränderung der natürlichen Vegetation: Rodungen, Desertifikation, Anbau von Kulturpflanzen
Veränderung der Tierwelt: Verschleppung von Tierarten (Rabbits in Oz), Ausrottung, Überstockung, Gefährdung von Korallen
Anthropogen beeinflußbare Prozesse

Einflüsse auf Verwitterung und Bodenbildung: Degradierung der Vegetationsdecke, Podsolierung, Bodenverdichtung, Lateritkrusten durch Brandrodung, Verwitterungseinfluß von SO2
Eingriffe in das Grund- und Bodenwasser: Entwässerung, Drainagen, Absenkung des Grundwasserspiegels, Vernässung, Versumpfung.
Schwekraftbedingte Materialbewegungen: Bergstürze (durch Steinbrüche, Entwaldung o.ä.),
Flächenhafte Bodenabspülung: Rodungen à Badlands, Anreicherungshorizonte und Krustenbildung in Böden, Verkarstung.
Windwirkung: Überall wo Vegetation gelichtet oder zerstört wird, Deflation, Wanderdünen.

6.3. Versuch einer räumlichen Ordnung der anthropogenen Einflüsse

Zahl und Umfang der Prozesse hängen mit der Bevölkerungsdichte und mit der Intensität der wirtschaftlichen Nutzung der Erdoberfläche zusammen. Klima, Ausgangsrelief und Gestein spielen aber weiterhin eine große Rolle.

Hochpolargebiete und vergletscherte Hochgebirge

Kaum menschliche Besiedelung oder wirtschaftliche Erschließung. Permafrostboden ist wehrhaft.

Subpolargebiete

Dünn besiedelt, aber mit wachsender wirtschaftlicher Bedeutung. Technische Anlagen (Gebäude, Straßen, Flugplätze etc.)

Gemäßigte Breiten

Bodenabtragung infolge intensiver landwirtschaftlicher Nutzung, fast flächendeckende Flußveränderung bzw. –begradigung.

Subtropische Winterregenzone

Traditionelle Waldvernichtung in Verbindung mit jahreszeitlichen Starkregen führt zu intensiver Hangabtragung.

Kontinentale und subtropische Trockengebiete

Starke Beeinflussung durch den Menschen wegen besonders empfindlicher Vegetation und Starkregen. à Desertifikation

Wüsten

Desertifikation in den von Menschen bewohnten Randgebieten (man made desert) durch Überweidung oder sonstiger Zerstörung der Vegetation.

Wechselfeuchte Tropen

Ähnlich stark wie die Trockengebiete exponiert durch Trockenperiode und Starkregen. Brandrodung und Viehweiden verstärken Schichtfluten und Flächenspülungen.

Innere feuchte Tropen

Bodenauslaugung durch Wanderfeldbau, Rutschungen bei Brandrodung, intensive ganzjährige Verwitterung macht das System weniger anfällig.

6.4. Komplexe Wirkungsgefüge

Wirkungsgefüge der Landnutzung

Ursache der größten flächenhaften Veränderungen durch Kulturpflanzen und Tierhaltung.

Kulturpflanzenanbau: Rinnenspülung auf Feldern, Bodenabtragung
Feldbewässerung: Auf- oder absteigen des Grundwasserspiegels, Versalzung
Weidewirtschaft: Beschädigung der Vegetationsdecke durch Fraß und Tritt, Viehgangeln, Solifluktion.
Waldnutzung- und zerstörung: Waldzerstörung in Europa schon seit dem Mittelalter für Salinen, Metallhütten, Glashütten. Weltweite Abholzung auch für Zellulose und Eßstäbchen.
Kampf gegen die Bodenzerstörung: Schutzwaldstreifen in der Sowjetunion, hangparalleles Pflügen, Verbauung von Gullies in den USA, wenige Maßnahmen außer Wiederaufforstung und Staubecken (Spanien) im Mittelmeergebiet, kaum Bekämpfungsmaßnahmen in den Ländern der wechselfeuchten Tropen.
Wirkungsgefüge in Flußgebieten

Es gibt kaum noch vollständig natürliche Fließgewässer.

Wasserführung der Fließgewässer: Klimatisch bedingt, mit Hoch- und Niedrigwassern. Technische Maßnahmen haben das Ziel, die Wasserführung gleichmäßiger zu gestalten, Flüsse schiffbar zu machen. Hochwasserrückhaltebecken, Niedrigwasserspeicher.
Sedimentführung der Fließgewässer: Jeder Eingriff des Menschen führt zu einer Zunahme der Sedimentfracht, Auenlehmbildung durch Ackertätigkeit.
Flußerosion: Jede Verengung eines Fließgewässers erhöht die Erosionstätigkeit, Begradigungen als Hochwasserschutz und zur Schiffbarmachung.
Das Deltawachstum: beschleunigtes Wachstum seit der Antike durch Rodung und Anbau von Weizen und Ölfrüchten. Allgemein intensive Nutzung.
Geomorphologische Lehren für den Wasserbau an Fließgewässern: Es sind folgende Punkte zu berücksichtigen: geologische Grundlagen, Klimaverhältnisse, hydrologische Situation, natürliche Vegetation, Verbrauch von Niederschlagswasser durch menschliche Eingriffe.
Wirkungsgefüge Küste

Küstenschutz: Schutz von Steilküsten und von Kulturland an Flachküsten
Landverluste: Kliffabbau und Steinfischerei.
Neulandgewinnung: Förderung von Verlandung durch Schlickfänger, Deiche, Polder, künstliche Aufschüttungen (Japan)

7. Literatur

Ahnert, Frank.: Einführung in die Geomorphologie, Stuttgart 1996.
Bloom, A.: Die Oberfläche der Erde, Stuttgart 1989.
Goudie, A.: Physische Geographie, Berlin 1995.
Leser, H.: Geomorphologie, Braunschweig 1995.
Louis, H. und K. Fischer: Allgemeine Geomorphologie, Berlin 1979.
Machatschek, F.: Geomorphologie, Stuttgart 1973.

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