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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 *
1.1. 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. 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.
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
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) 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 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) b) als Pressungsbruch ( = Aufschiebung) Transversalbruch (Blattverschiebung), ein Bruch mit horizontaler Verschiebung
längs der steil einfallenden Verwerfungsfläche. 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 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 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). 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 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.
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. 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) Man unterscheidet drei Haupthorizonte: A-Horizont: Ist der Oberboden, die Krume. Humusreich, am stärksten
von Organismen belebt, ausgewaschene lösliche Stoffe: Eluvialhorizont
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 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 In Norddeutschland Niederterrasse (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 von tropisch bzw. subtropisch zu kalt. 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 Einschnitte und Unterhöhlungen, Abfluß von Stauseen 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
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. 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). 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 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. 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. | |||||||||