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Verwitterung

Englisch: Weathering; Französisch: Altération; Spanisch: Degradación oder Meteorización

und

Erosion

Englisch: Erosion; Französisch: Erosion; Spanisch: Erosión

BILD:1129441571

Kalkkarstgebirge
Jurassisches, durch Kohlensäure- und Lösungsverwitterung entstandenes Karstgebirge mit horizontalen Klüften und tw. stark beginnender Wollsackverwitterung Torcal-Massiv, Antequera, Provinz Malaga, Spanien
Foto: Collector

Verwittern, ein intransitives Zeitwort, durch den Einfluß des Wetters zerstört werden, zerfallen, zerbröckeln. Ein Fels verwittert, ein alter Baumstamm verwittert, er fällt nach und nach auseinander, indem die Einwirkungen der in der Luft, im Wasser u. s. w. enthaltenen Säuren eine chemische Zersetzung und Auflösung hervorbringen, so daß der Körper, der ihnen ausgesetzt wird, seine Dichtigkeit und Festigkeit verliert und endlich auseinander fällt. (Dr. J.G. Krünitz, 1773-1858; Oekonomische Encyklopädie, Band 219)

Das Wasser welches als Regen auf die Erde fällt, nimmt aus der Luft und dem Erdboden Sauerstoff, Kohlensäure und andere Bestandteile auf, sickert mit diesen beladen in die Tiefe und kommt hier mit Gesteinen in Berührung. Während nur reines Wasser auf die meisten Gesteine keine besondere Wirkung ausübt, besitzt ein derartiges Wasser ganz andere Eigenschaften. Es vermag im Laufe der Zeit auch die widerstandsfähigsten Mineralien in den Gesteinen zu lösen und zu zerstören und führt mit Sicherheit deren Verwitterung bei. Sie verlieren ihren Glanz und oft ihre Farben, werden matt, rau und zerbrechlich und zerfallen schließlich zu Grus, wenn sie nicht vollständig vom Wasser gelöst und fortgeführt werden.

Das Wasser nimmt aus den verwitterten Gesteinen weitere Bestandteile auf, es trifft auf seinem Wege in der Erde mit Wasser, das von anderen Mineralien andere Bestandteile aufgenommen hat, zusammen und die gelösten Stoffe vereinigen sich zu neuen Körpern, zu frischen Gesteinen, die ihrerseits wieder der Verwitterung anheim fallen. So herrscht auf der Erde ein ununterbrochenes Werden und Vergehen der unorganischen Materie vergleichbar dem Werden und Vergehen der organischen Geschöpfe auf der Erde und diese selbst können nur dadurch leben, dass Gesteine zerstört werden. Aus den Lösungen, die bei der Verwitterung entstehen, nehmen die Pflanzen ihre Nahrung auf und von den Pflanzen nähren sich die Tiere. So kann man sagen, dass ohne die Verwitterung kein Leben auf der Erde möglich ist. (Frei nach: R.v. Brauns, 1896; Chemische Mineralogie)


Kapitelübersicht

Aufgrund des Umfangs haben wir uns entschieden, an dieser Stelle lediglich eine Aufstellung der Kapitel auf oberer Ebene anzuführen. Eine detaillierte Inhaltsangabe zu diesem Geologischen Portrait Verwitterung und Erosion ist in der Inhaltsübersicht zu finden.


Abgrenzung der Begriffe Verwitterung, Erosion und Alterung

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Durch Winderosion gebildete fragile schneeweiße Hoodoos aus Entrada-Sandstein (Fuß 160 mya) und roten Kappen aus Dakota-Sandstein (100 mya)
Grand Staircase Escalante National Monument, Arizona-Utah, USA
Foto: Ralph Stiller

Verwitterung

Unter Verwitterung versteht man exogene geodynamische Prozesse an der nahen Erdoberfläche, die zum Zerfall und zur Zersetzung von Mineralien und Gesteinen führen, wobei unter allmählichem Verlust von Bestandteilen die Konsistenz und Form des Minerals oder Gesteins zerstört wird. Die Gesteinszerstörung ist Folge physikalischer, chemischer und biologischer Prozesse, welche sowohl räumlich als auch zeitlich eng miteinander verknüpft sind. Der eigentliche Gesteinszerfall ist ein Produkt unterschiedlicher physikalischer Prozesse, wobei Wasser, Wind und Temperatur die wichtigsten Verwitterungsverursacher sind. Chemische Prozesse führen zu Um- und Neubildung von Gesteinen, wobei die Mineralien in gelöste Stoffe überführt werden. Die wichtigsten Einflussfaktoren der Verwitterungsintensität sind das Angebot der Kräfte durch das Klima, die Verwitterungsarten, der Mineralbestand der Gesteine und der Zeitpunkt der Heraushebung der Gesteine an die Oberfläche. Ein besonderes Merkmal ist, dass Verwitterungsprozesse nur bei Gesteinen in situ stattfinden, wobei kein Transport stattfindet. Auf die Verwitterung folgt die flächenhaft wirkende Abtragung (Denudation). Verwitterung bei Salzen ist das Austreten von Kristallwasser bei gewöhnlicher oder höherer Temperatur, wobei in der Regel der Kristall zerfällt.

Erosion

Erosion ist die Abtragung, der Transport und die Verlagerung von Gesteinen durch Fließgewässer, durch Meeresbrandungen, durch Niederschläge und durch Gletscher.

Die wichtigsten Erosionsprozesse sind die Abtragung durch fließendes Wasser (welches Einschnitte, die Vertiefung und die Verbreiterung von Flussbetten bewirkt), durch fluviatilen Transport (Verlagerung von Material), durch abfließendes Regenwasser oder auch durch Sickerwasser. Durch Wind (aeolischer Transport), Deflation (Ausblasung verwitterten Materials in ariden gebieten), Abtragung durch Meeresbrandungen (marine Erosion oder Abrasion), durch starke Niederschläge (Abspülung) und durch Gletscher, welche die Oberfläche durch ihr großes Gewicht und das mitgeführte Gesteinsmaterial zerstören.

Bei der Erosion findet im Gegensatz zur Verwitterung ein Transport statt.

Im US-Sprachgebrauch versteht man unter Erosion eine durch Menschen verursachte Abspülung, die Bodenerosion, aber auch die Abtragung durch das Meer (Abrasion) und selbst durch Gletscher. Nicht selten wird Erosion jedoch als Synonym für Verwitterung (richtig: weathering) benutzt.

Denudation

Während Erosion eine linienhafte Abtragung ist, bezeichnet Denudation (von lateinisch denudare = entblößen) im Gegensatz dazu die flächenhaft wirkende Abtragung der Festlandsoberfläche.

Vielfach werden Erosion und Denudation unter dem Begriff Erosion zusammengefasst.

Alterung

Der Prozess des Alt- oder Älterwerdens. Alterung wird manchmal als Synonym für Verwitterung benutzt (gealterte Gesteine). Im Französischen ist es der Begriff für Verwitterung.

Regolith

(altgr. ῥῆγμα, regma = Bruch und λἰθος, lithos = Stein) ist ein Lockermaterial einer aus Schutt, Sedimentiten und Böden bestehenden Verwitterungsdecke der Erdoberfläche, die sich durch chemische und physikalische Verwitterung über dem darunter liegenden unverwittertem Ausgangsmaterial gebildet hat. Der Begriff wird auch für die aus Gesteinsbruchstücken verschiedener Art, Größe und Herkunft bestehende Gesteinsdecke von anderen Himmelskörpern verwendet (Mondregolith oder Marsregolith).

Fehlender Konsens bezüglich der Entstehung und verwirrende Begriffsdefinitionen

Zu den Ursachen bestimmter Verwitterungsprozesse gibt es nicht nur sprachlich bedingte, sondern auch entstehungsbezogene, voneinander abweichende Auffassungen, bzw. Aussagen. Dieses rührt im Wesentlichen daher, dass es kaum eine Verwitterungsart gibt, bei welcher de facto nur ein einziger Prozess zur Zerstörung des Gesteins führt.

Kein Konsens herrscht z.B. bei Wollsackverwitterungen, welche bei den Einen als physikalische, bei den Anderen als chemische Verwitterung definiert wird, bei Desquamation, hier spielen sowohl Temperatur- als auch Salzverwitterung die maßgebende Rolle und ganz besonders bei den Tafoni, welche durch komplexe Salz-, Wind- und chemische Verwitterungsprozesse entstehen. Ebenso beim Wind, welcher sowohl als physikalische Verwitterung (Korrasion) als auch als Erosionsprozess (aeolischer Transport) aufgefasst werden kann und letztlich auch bei der Wurzelsprengung, welche wegen der Drücke, die dabei erfolgen, zu den physikalischen Verwitterungen, der biologischen Natur der Pflanzen wegen aber auch zur biogenen Verwitterung gezählt wird.

Verwirrung besteht wesentlich dadurch, dass sowohl im deutschen, als auch im internationalen (anglo-frankophonen) Sprachgebrauch die Begriffe Verwitterung, Erosion und Alterung sehr häufig durcheinander verwendet und dann gedankenlos von einem zum anderen Autor abgeschrieben werden. Ein ähnliches Beispiel ist der lockere Umgang mit dem Begriff Hydration (physikalischer Prozess), welcher nicht nur fälschlich als Hydratation bezeichnet und nicht selten mit der Hydrolyse (chemischer Prozess) verwechselt wird.


Verfasser

  • Peter Seroka
  • mit Beiträgen von Norbert Kirchhoff (Tsingy) und Rainer Albert (Burren).

Einordnung



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Verwitterung und Erosion

BILD:1265408450 Charakteristische Frostverwitterung
mit mächtigem Talus (Schuttrampe)
Drei Zinnen, Sextener Dolomiten, Südtirol
Entstanden im Trias vor 200 - 220 Mio. Jahren
Foto: Walter Wegscheider

Physikalische Verwitterung


Bei der physikalischen Verwitterung werden die Gesteine durch mechanische Vorgänge ohne wesentliche chemische Veränderungen zersetzt, wobei die Mineralien erhalten bleiben. Diesen Verwitterungsprozess bezeichnet man als Gesteinszerfall.

Physikalische Verwitterung ist ein Begriff, welcher mehrere, teilweise verschiedene physikalische Verwitterungsprozesse, bedingt durch Temperatur- und Volumenänderung durch Frost, Salz, Desquamation, Druck- und/oder Spannungsentlastung, Quelldruck, Hydration sowie Schleifwirkung durch Wind einschließt. Alle diese Prozesse haben den gemeinsamen Nenner des Gesteinszerfalls, d.h., der Fragmentation harter und massiver Gesteine in Größen von Blöcken bis hin zu Sand und Schluff. Einhergehend mit dem Gesteinszerfall durch physikalische Verwitterung wirken auch zersetzende chemische Prozesse auf das Gestein (Gesteinszersetzung). Die meisten Wüstenböden der Erde sind durch physikalische Verwitterungsprozesse entstanden.

Abweichende Lehrmeinungen und unterschiedlich verwendete Begriffe

  1. Ob eine Verwitterung physikalisch oder chemisch ist oder ob anstelle einer Verwitterung schon eine Erosionsphase besteht, unterscheidet sich von Lehrmeinung zu Lehrmeinung und von Autor zu Autor. Total verwirrend ist oft der lockere und falsche Umgang mit den Begriffen Verwitterung und Erosion (besonders im US-amerikanischen Sprachgebrauch), wobei es sich bei der definierten Erosion sehr oft um eine Verwitterung handelt.
  2. Verwitterung durch Wind wird manchmal als physikalische Verwitterung, jedoch oft auch als Erosion bezeichnet.
  3. Wüstenlack beruht manchen Autoren zufolge auf Windverwitterung. Andere Autoren wiederum vertreten die Meinung, dass es sich bei der Bildung des Wüstenlack um eine chemische Verwitterung handelt. Auch eine Verwitterung durch Mikroorganismen ist nicht ausgeschlossen.
  4. Nicht jeder Verwitterungsvorgang ist für sich allein gestellt klassifizierbar. Sehr oft tragen sowohl physikalische als auch chemische Prozesse gemeinsam oder aufeinanderfolgend zur Verwitterung bei.

Insofern sind z.B. Wollsackformationen nicht Resultate physikalischer, sondern physikalisch-chemischer Prozesse. Desquamation ist eine Kombination aus Salz- und Temperaturverwitterung und Tafoni (bisher nicht geklärt) sind Produkte aus Salz-, Wind- und chemischer Verwitterung.


Thermische Verwitterung (Insolationsverwitterung)

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The Maltese Cross
Durch Insolation und Korrasion verwitterter Sandstein
Cedern-Berge, Südafrika
Foto: Marcel Muschalla

Die thermische Verwitterung (Insolationsverwitterung) ist der wohl bedeutendste physikalische Verwitterungsprozess, welcher in festen Materialien durch Temperaturunterschiede, bzw. unterschiedliche Ausdehnungskoeffizienten der Mineralien hervorgerufen wird, wobei durch Temperaturänderungen Druck und Zugspannungen (Drücke bis 50 MPa / 106 Pascal entstehen und zu Abschuppung und zu Brüchen führen. Dies kann

  • natürliche Ursachen haben (Sonnenstrahlung, Wind, Frost, Strahlungswetter, Temperaturerhöhung im Erdinnern usw.) oder
  • auf technische Maßnahmen zurückgehen (Reibung, Alterung/Korrosion, Radioaktivität, (Heizung) usw.)

Durch Insolation, d.h. verstärkte Sonneneinstrahlung, besonders in heißen Wüstengebieten und in den Tropen mit Gesteinsoberflächen, die sich bis über 50°C erhitzen können, werden Gesteine durch Zergrusung, Desquamation (Abschuppung) und durch Kernsprünge zerstört. Das Gestein dehnt sich bei Erwärmung und kontrahiert bei Abkühlung, wobei Spannungen an der Oberfläche auftreten, welche letztlich zur Sprengung führen.

Ein besonderes Verwitterungsphänomen ist das manchmal explosionsartige Knallen von Felsen in den großen Gesteinswüsten. Durch ausgeprägte Temperaturunterschiede zwischen Tag und Nacht und die damit verbundene Zerrung und Dehnung werden die Gesteine deutlich hörbar zertrümmert (Temperatursprengung). Durch Sonnenbestrahlung intensiv erhitzte Gesteine werden auch mechanisch zertrümmert, wenn Wasser oder Regen darauf gelangt.


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Physikalische Verwitterung durch Insolation und Korrasion
Mojave-Wüste, Kalifornien, USA
Foto: USGS

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Insolationsverwitterung an Sandstein
Obliskengrab der Nabatäer
Petra, Jordanien
Foto: Archiv: Collector

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Thermische Verwitterung eines Massivs vulkanischer Gesteine durch Insolation
Kula, Yanikyöre Vulkanfeld
Provinz Manisa, Aegäische Region, Türkei
Foto: Mete Atayata


Desquamation

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Schalige Ablösung
der Oberflächen eines Gneisblocks
Nesvatn, Grenze Telemark-Aust Agder, Norwegen
Foto: Gerda Emma Wimmer
Archiv: Collector

Desquamation (lat.: squama = die Schuppe) ist eine physikalische Temperatur-Salzverwitterung, wobei beide Prozesse nicht selten zusammen stattfinden und bezeichnet die Schalenablösung oder Abschuppung (Schuppenbildung) von Gesteinsoberflächen unter Loslösung schaliger Gesteinsplatten. Die schaligen Schuppen können Stärken zwischen einigen Millimetern bis zu einem Meter haben. Hauptursachen der Desquamation sind Insolation und starke Temperaturunterschiede zwischen Tag und Nacht. Diese Abschuppungsprozesse finden häufig in ariden Klimazonen statt.

Die im Gestein befindlichen Mineralien in den Gesteinen (Feldspat, Quarz und Glimmer) haben unterschiedlich thermische Ausdehnungswerte. Ihr Volumen verändert sich unterschiedlich, demzufolge werden Spannungen aufgebaut, welche das Absprengen der Schuppen bewirken. Bei diesem Prozess lösen sich die Mineralkörner aus dem Gesteinsverband.

Wie bei vielen Verwitterungsprozessen spielt auch bei der Desquamation der Wind eine Rolle, indem er kontinuierlich Sand heranführt, welcher den Desquamationsprozess beschleunigt, wobei das Gestein vergrust (granular disintegration). Desquamation hängt jedoch auch mit geochemischen Prozessen zusammen.


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Half Dome Granodiorit
Yosemite National Park, Kalifornien
Seine gerundeten Formen in Gipfelnähe entstanden durch Desquamation
Foto: Jon Sullivan

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Beginnende Desquamation eines Granitfelsens
mit partieller Vergrusung
des verwitterten Materials
Karlu Karlu (Devils Marbles), Nahe Tennant Creek
Northern Territory, Australien
Foto: Roll-Stone

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Desquamation an einer Felswand
Yosemite National Park
Kalifornien, USA
Foto: USGS


Kernsprung

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Thermische Verwitterung durch Kernsprung
(Temperatursprengung)
Karlu Karlu (Devils Marbles) nahe
Tennant Creek, Northern Territory, Australien
Foto: Axel Hennig

Als Kernsprung bezeichnet man Klüfte oder Fugen im Gestein, bzw. den Verwitterungsprozess, welcher durch Temperaturverwitterung entsteht und oft riesige Gesteinsblöcke komplett spaltet. Dieser Prozess, welcher vor allem in ariden und sehr trockenen Gebieten, bzw. Wüsten zu beobachten ist, wird durch hohe Temperaturunterschiede bewirkt. (Temperatursprengung).

Kernsprünge gibt es auch an großen Geschiebefelsen, welche von Gletschern, bzw. deren Eismassen transportiert wurden. Charakteristisch sind solche als Findlinge bezeichneten Felsen mit abgerundeten Kanten in den Grundmoränen Norddeutschlands sowie in Nordengland und in Irland anzutreffen.


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Ein durch Kernsprung halbierter Findling
Neuenkirchen bei Steinfurt, NRW
Foto: Zumthie 2007

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Kernsprung eines Granitblockes
Kleine Spitzkoppe
Damaraland, Namibia
Foto: Collector

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Durch Kernsprung verwitterte Granitkugel
Krishnas Butterball
Mahabalipuram, Tamil Nadu, Indien
Archiv: Collector


Frostverwitterung (Kyroklastik)

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Frostsprengung eines Gneisblocks
Canigou-Massiv, östl. Pyrenäen,
Oberes Vall d'Espir, Pyrenées-Orientales
Frankreich
Foto: Collector

Die Verwitterung durch Volumenvergrößerung des Wassers (ca. 9%) und der Bildung hoher Drücke (bis 220 MPa) beim Gefrieren wird als Frostverwitterung bezeichnet. Dieser Prozess findet statt, wenn im Winter Wasser in Gesteinsrisse eindringt, zu Eis gefriert (Spaltenfrost), wobei sich die Spalten ausdehnen, nach dem Schmelzen des Eises noch mehr Wasser in die nunmehr vergrößerten Spalten gelangt und durch dieses wiederholte Auftauen und Gefrieren letztendlich das Gestein zerspringt. Dieser Prozess wird auch als Frostsprengung bezeichnet.

Ein häufiger Wechsel von Gefrieren und Wiederauftauen (Frost-Tauzyklen) des Substrats des Gestein und des Bodens sind entscheidend für die Intensität frostbedingter Verwitterung und frostbedingten Gesteinszerfalls. Starke Abkühlung des Gesteins in strahlungsreichen Frostnächten bei gleichzeitiger hoher Einstrahlung und Erwärmung am Tage bilden ideale Voraussetzungen zur Bildung von Frostschutt. Auch unter Schnee kann es durch wechselndes Gefrieren und Auftauen des Untergrundes zu Frostverwitterung kommen, ein Prozess, der als Nivation bezeichnet wird.

Frostsprengung im anstehenden Gestein und Eisbildung im gelockerten Substrat stellen einen der wichtigsten physikalischen Verwitterungsprozesse dar. Durch Frostsprengung wird Schutt aller Größenordnung aber auch Feinmaterial bis zur Schlufffraktion in großen Mengen erzeugt. Physikalische Verwitterung und Gesteinsaufbereitung sind typisch für die nivale und die periglaziäre Höhenstufe der Gebirge.

Blockhalden und Felsenmeere

Blockhalden sind große Ansammlungen von meist granitischen oder quarzitischen Gesteinsblöcken mit Durchmessern über 20 cm. Sind diese Blockhalden großflächig, werden sie als Block- oder Felsenmeere bezeichnet. Sie entstehen vor allem durch Frostsprengung der Gesteinsklüfte.

Anmerkung: Die vielfältigen Formen von Hoodoos, Erdpyramiden, Pinnacles, Felsnadeln etc., welche fast immer Produkte des Zusammenspiels physikalischer Verwitterung (z.B. Frosttau) und abrasiver Kraft des Windes sind, werden eingehend im Kapitel Erosion beschrieben.


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Folgen der Frostsprengung in Gestein
Wilkins Mountains, Antarktis
Foto: P. Carrara, 1978, USGS

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Frostgespengte Blöcke
Shepard Formation
Boulder PAss area, Glacier National PArk
Montana, USA
Foto: P. Carrara, 1981, USGS

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Frostsprengung
Yosemite National PArk
Kalifornien
Foto: F. Mathes, 1914, USGS


Salzverwitterung

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Prinzip der Salzverwitterung
dargestellt am Beispiel einer Mauer in Gozo, Malta
Foto: Dr. Suzanne MacLeaod

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Salzverwitterung an Sandstein
mit prähistorischen Petroglyphen
Qubustan, Aserbeidshan

Eine mechanische schalenartige Zerstörung von Gesteinen und Mineralien durch den Sprengdruck, welche bei der Kristallisation von Salzen aus wässrigen Lösungen oder bei Wasseraufnahme (Hydration) entsteht, wird auch als Salzsprengung bezeichnet. Durch die Ausdehnung der gelösten Salze in Risse und Spalten wird das Gestein gesprengt. Charakteristisch für die Salzsprengung sind schuppige und körnige Gesteinsoberflächen, welche durch die Salzlösungen entstehen, die bei der Verdunstung an die Oberfläche steigen, ausfällen und kristallisieren.

Ein typisches Beispiel ist die Salzsprengung von Anhydrit, welcher bei Wasseraufnahme an seiner Oberfläche quillt und sich dabei in Gips umwandelt.

CaSO4 (Anhydrit) + H2O → CaSO4 (Gips) * H2O

Dadurch findet eine Volumenvergrößerung bis zu 60% statt und die unter der Oberfläche liegenden Gesteinsschichten werden gesprengt, wobei Drücke bis zu 110 MPa enstehen können.


Hydration

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Hydrationsverwitterung
Brekzie durch Hydration von Anhydrit
Quebrada de las Penas, Atacama-Wüste, Chile
Foto: K. Segerstrom; USGS

Hydration ist die direkte Anlagerung von Wassermolekülen an Ionen oder ionisierte Seitenketten von Molekülen, resp. das Einlagern von Wassermolekülen in das Kristallgitter von Mineralien. Dabei bildet sich über Ion-Dipol-Wechselwirkung eine erste Hydrathülle. Durch Wasserstoffbrückenbindung werden weitere Wassermoleküle locker zu weiteren Hydrathüllen gebunden. Durch die dadurch verursachte Volumenzunahme kommt es zu Vergrusungserscheinungen.

Die Hydration ist eine Form der physikalischen Verwitterung und darf nicht verwechselt werden mit der Hydrolyse, bei welcher die Mineralien mit den geladenen Ionen des Wassers reagieren. Es ist jedoch nicht unüblich, dass die Hydrationsverwitterung auch als eine Form der chemischen Verwitterung gezählt wird. Gelegentlich wird an Stelle von Hydration auch das Synonym Hydratation in der Literatur verwendet, welches international aber unüblich ist.


Druckentlastungsverwitterung (Exfoliation)

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Charakteristisches Beispiel einer Druckentlastungsverwitterung eines Granitblocks mit typischer Exfoliation
Quartz Mountain, Greer County, Oklahoma, USA
Foto: J.A. Taff; USGS

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Schalenablösung durch Druckentlastung
an einem Quarz-Monzonit-Block
Washington County, Rhode Island, USA
Foto: T.N. Dale, 1906, USGS

Unter Exfoliation versteht man die Ablösung nicht selten mächtiger konvexer Gesteinsschalen von der darunter befindlichen Gesteinsmasse. In der Vergangenheit nahm man an, dass diese Ablösungsprozesse in Gesteinen durch Volumenwechsel als Resultat chemischer Attacken durch Feuchtigkeit waren. Des Weiteren unterschied man zwischen physikalischer (mechanischer) Exfoliation durch Insolation und spheroidaler Verwitterung durch chemische Prozesse wie Hydration. Aktuell wird angenommen, dass die Schalenablösung ein weitverbreiteter physikalischer Prozess ist, welcher auf Druckentlastung beruht. D.h., die Reaktion des Gesteins auf die Verminderung des das Gestein belastenden Auflagerungsdrucks durch die Abtragung überlagernder Gesteinsmassen.

In größeren Tiefen unter der Erdoberfläche gebildete Gesteine (Plutonite und Metamorphite) befinden sich in einem komprimierten Zustand wegen der Last des sie tragenden überlagernden Gesteins. Gelangen diese Gesteine an die Oberfläche, dehnen sie sich aus, wobei sich bei diesem Prozess konvexe Gesteinsplatten von der Gesteinsmasse lösen. Die Trennflächen zwischen den Schalen bilden ein System von Spalten, welche als Druckentlastungsklüfte bezeichnet werden.

Entwickeln sich Druckentlastungsklüfte über dem Gipfelbereich einzelner großer Gesteinskörper, entstehen Exfoliationskuppen. Ein bekanntes Bespiel für solche Formationen sind der Zuckerhut in Rio de Janeiro und die gewaltigen Kuppen im Yosemite Nationalpark in Kalifornien.

Schalenablösung von zum Teil mächtigen, konvex geformten Gesteinsplatten, bevorzugt an Inselbergen und Glockenbergen in Massengesteinen; Ursachen der Schalenablösung sind vor allem Insolations- und Hydratationsverwitterung. Bei der Ablösung ist vermutlich nachlassender Auflagerungsdruck verantwortlich.


Quelldruckverwitterung

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Quelldruckverwitterung
Zerstörung des Gesteinsverbandes durch Volumenänderung
Gestein: Boulder Clay (Ton)
Klutina River, Copper River Region, Alaska
Foto: W.C. Mendehall, 1902, USGS

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Quelldruckverwitterung von Tonmineralien
Benwood, Noble County, Ohio, USA
Foto: D.D. Condit, 1914, USGS

Durch quellfähige Tonmineralien kommt es bei Wechsel von Durchnässung und Trocknung zu Volumenänderungen, was den Gesteinsverband zerstören kann. Die Vergrößerung des Volumens entsteht in diesem Fall durch Wasseraufnahme und -abgabe hydrophiler, quellfähiger Tonminerale (wesentlich Mineralien der Smectit-Gruppe wie Beidellt, Hectorit, Montmorillonit, Nontronit, Saponit, Sauconit und Volkonskoit sowie des Gesteins Bentonit, welches hauptsächlich aus Montmorillonit besteht). Der Prozess der Quellung (und Schrumpfung) von aktiven Tonmineralien wird auch als Bodenkriechen bezeichnet. Das Quellen der Tonmineralien führt zu einer Veränderung der plastischen Eigenschaften sowie zu geringerer Durchlässigkeit infolge der Verringerung des Porenvolumens, letztlich zu einer Gefügelockerung. Mit zunehmender Wassersättigung nimmt die Bodenkonsistenz ab und die Kohäsion sinkt.




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Verwitterung und Erosion

BILD:1258910156 Chemische Verwitterung spätjurassischer bis
cretazäischer (60-75 mya) andesitischer
sowie terrigener Gesteine (Lehm, Konglomerate)
Point Loma-Halbinsel, Bucht von San Diego
Kalifornien, USA
Foto: Jon Sullivan

Chemische Verwitterung


Hydrolyse und Protolyse

Hydrolyse

Die Hydrolyse ist ein wichtiger Prozess der chemischen Verwitterung von Silikaten und bedeutet die Spaltung einer chemischen Verbindung durch Reaktion mit Wasser. Chemisch gesehen ist die Hydrolyse die Auflösung durch Reaktion der Silikate bzw. deren Ionen mit dissoziierten H2O-Molekülen (bzw. Reaktion zwischen Silikaten und den H+ und OH–Ionen des Wassers. Dabei wird (formal) ein Wasserstoffatom an das eine „Spaltstück“ abgegeben, der verbleibende Hydroxyrest an das andere Spaltstück gebunden (Kationenaustausch nach erfolgter Hydratation), wobei Kationen an den Grenzflächen des Kristallgitters durch Wasserstoffionen des Wassers ersetzt werden und das Kation sich sich seinerseits mit einem Anion zu einem Hydroxid verbindet. (GeoDZ), (d.h., Stoffe unter der Einwirkung bzw. dem Einbau von Wasser in ihre Bausteine gemäss: A-B + H2O→A-H + B-OH zerfallen). Im Gegensatz zur Hydratation reagiert hier das Wasser mit dem zerfallenden Teilchen: An den einen Baustein wird ein Proton und an den anderen Baustein das verbleibende Hydroxid-Ion angelagert. (Geo.FU-Bderlin-Themenbereiche)

Die Umkehrung der Hydrolyse ist eine Kondensationsreaktion. Die Hydrolyse ist eine Substitutionsreaktion, bei der eines der Edukte das Lösungsmittel Wasser ist.

Protolyse

Protolyse ist ein intensiver chemischer Teilprozess der Verwitterung. Chemisch gesehen ist die Protolyse eine Säure-Base-Reaktion, bzw. die Umbildung oder Auflösung der Mineralien durch Säuren. Der Ursprung der Protonen (H+-Ionen) sind organische und anorganische Säuren im Boden, darunter Huminsäuren, welche u.a. aus Wurzelatmung stammen können, sowie Kohlensäure. Durch die Protolyse, bzw. die H+-Ionen werden die Kationen effektiv aus dem Kristallgitter gelöst. Auch anthropogene Schwefel- und Salpetersäuren aus Rauchgasen wirken protolytisch. Protolyse ist der wichtigste chemische Verwitterungsgrund bei Silikaten, besonders bei Feldspäten. Nach anfänglichem Ersatz der Kaliumionen an der Kristalloberfläche durch Protonen werden die Si-O-Al-Bindungen geschwächt. Die dann freigelegten Si- bzw. Al-Ionen gehen anschließend als Al-Hydroxid und Kieselsäure in Lösung und werden gegen Ende des Verwitterungsprozesses in K-Ionen, Al-Hydroxid (Gibbsit) und Kieselsäure zerlegt.

Allitische und Siallitische Verwitterung

Allitische Verwitterung

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Beginnende allitische Verwitterung
in den Tropen
Insel Koh Chang, Provinz Trat, Thailand
Foto: Collector

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Allitische Verwitterung - cretazäischer
Laterit auf jurassischem Kalkstein
Makhtesh Gadol, Wüste Negev, Israel
Foto: Mark A. Wilson

Als allitisch bezeichnet man eine chemische Verwitterungsform, bei welcher silikatische Mineralien vollständig aufgelöst und abgeführt werden und als Rest Oxide, bzw. Hydroxide von Eisen und Aluminium übrigbleiben.

Im Zusammenspiel sehr hoher Temperaturen und starker Regenfälle in den Tropen werden Gesteine unter Lösung der die Gesteine bildenden Mineralien zersetzt. Je feuchter das Klima, je höher die Temperatur und je geringer der pH-Wert, umso intensiver ist die Hydrolyse. In den warmen und feuchten Klimaten der äquatorialen, tropischen und subtropischen Zone werden Erstarrungsgesteine und metamorphe Gesteine durch Hydrolyse und Oxidation oft bis zu Tiefen von 100 Metern verwittert.

Nachdem die leichter löslichen Bestandteile wie Calcium, Kalium, Natrium, Magnesium und Silizium durch Sickerwässer fortgeführt wurden, werden die schwerer löslichen Elemente Eisen und Aluminium als Rückstand angereichert. Dieser Prozess wird als Ferrallitisierung bezeichnet.

Diese Art der Verwitterung findet in der Regel in subtropische bis tropischen Klimazonen statt. Je nach Art des Ausgangsgesteins bilden sich oberflächliche rote Laterite und Saprolithe (eisenreich, in der Regel aus magmatischen Gesteinen) oder Bauxit (aluminiumreich, in der Regel aus granitischen Gesteinen) als Verwitterungsprodukte.

Laterit und Bauxit sind sedimentäre Gesteine und werden auch als Residual- oder Rückstandsgesteine bezeichnet.

Bauxit ist eine Tonerdehydrat-Gemenge aus Böhmit, Gibbsit und Diaspor und nichtkristallinen Gelen. Bauxitlagerstätten entstehen, im Gegensatz zur nachfolgend beschriebenen siallitischen nur durch allitische Verwitterung. Die tropischen eisenreichen Laterite sind sedimentäre Oberflächenprodukte, welche durch lang andauernde und chemisch-mineralogisch intensive Verwitterung entstehen. Sie bestehen aus schwer löslichem Quarz, aus Hämatit, Gibbsit, Goethit und Kaolinit. In manchen Ländern der Erde sind Laterite, wenn sie als Ziegel geschnitten und getrocknet werden, wertvolle Baumaterialien.

Siallitische Verwitterung

Die siallitische Verwitterung ist eine Verwitterungsform in humiden Klimazonen, wobei es aufgrund der durch die vorhandenen Huminsäuren verhinderten Abfuhr von Kieselsäure zur Bildung silikatischer Tonmineralien kommt. Eines der bekanntesten Resultate saillitischer Verwitterung ist Kaolin, bzw. der Entstehungsprozess der Kaolinisierung. Mit Kaolinisierung werden chemische Prozesse bezeichnet, bei welchen Feldspäte in Gesteinen zu Tonmineralen (Montmorillonit, Kaolinit) durch chemische Verwitterung umgewandelt werden.

Kaolinit ist ein Alumosilikat und besteht aus submikroskopisch kleinen Kristallen. Das Mineral bildet sich in pH-saurem Milieu in Böden feuchtwarmer Zonen durch Hydrolyse oder durch Säure von Feldspat oder Muskovit. Hauptausgangsgesteine sind saure Magmatite wie Granit und Rhyolit. Die Bildungstemperaturen liegen gewöhnlich unter 300°C. Die Umsetzung von Kalifeldspat zu Kaolinit bezeichnet man als partielle Hydrolyse.


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Kaolinit
Foto: USGS und Mineral Information
Institute Plus US Fed. Government

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Lateritboden
im tropischen Regenwald in Guyana
Archiv: Collector

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Silikat-Bauxit
Busot, Alicante, Spanien
Foto: Collector

Saprolith

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Saprolith,
welcher einen Quarzgang umschließt
Steinbruch Pine Hill Quarry,
Mecklenburg County, North Carolina, USA
Foto: J.T. Pardee, 1934, USGS

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Allitische Verwitterung von
Basalttuff (bläulichweiß) zu Saprolith (gelblich)
und Laterit (dunkelbraun)
Vangaindrano, Madagaskar
Foto: Werner Schellmann
Archiv: Collector

Saprolith ist ein stark verwittertes, ursprünglich silikatisches Gestein, dessen primäres Gefüge noch erkennbar ist, wobei bereits eine zunehmende Zerstörung von Feldspäten und Fe-Mg-Silikaten, Si und Al in Form von Tonmineralien fixiert ist. Saprolithe bilden sich als chemisches Verwitterungsprodukt unter humiden Bedingungen in tropischen Klimazonen. Sie enthalten neben widerstandsfähigen Mineralen aus dem Primärgestein, vor allem Quarz, hohe Anteile an Kaolinit, der sich bei der chemischen Verwitterung von primären Mineralen insbesondere Feldspat gebildet hat. Weitergehende Saprolithverwitterung führt zur Bildung von Laterit. Saprolithe sind Residualgesteine und bilden den unteren Teil von Regolithen.


Wüstenlack

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Wüstenlack
Ein metamorphes Gestein, welches komplett
mit einer lackartigen Patina überzogen ist
Gefunden 2001 bei Tabelbala
nördliche algerische Sahara
Sammlg. und Foto: Collector

Wüstenlack, auch als Wüstenpolitur bezeichnet, im Sinne chemischer Verwitterung sind dunkelbraune bis schwarze lack- bis firnisartige Überzüge auf Gesteinsoberflächen, welche durch Hydrolyse, bei der die Mineralien mit den geladenen Ionen des Wassers reagieren, entstehen. Die Entstehung des Wüstenlacks beruht auf der durch Wärme begünstigten Verdunstung von kapillar aufsteigenden sauren Mangan- und/oder Eisenlösungen aus dem Inneren der Gesteine in Verbindung mit Tonpartikeln, die von außen angeweht werden sowie den hohen Temperaturen in der Wüste. Offensichtlich trägt auch die Feuchtigkeit des morgendlichen Taus zur Bildung bei. Die Lösungen verdunsten an der Oberfläche und bilden eine harte, glänzende Versiegelung (Patina).

Wüstenlack kommt gewöhnlich auf Oberflächen von Basalt, Quarzit und harten metamorphen Gesteinen vor. Auf Kalkstein kann sich kein Wüstenlack bilden, da das Gestein sehr porös ist und viel Wasser enthält, ergo physikalisch instabil ist.

Anmerkung 1:
Bisher ungeklärt ist der hohe Anteil von Mangan im Wüstenlack. Mangan kommt in der Erdkruste in einem Anteil von nur etwa 0,12 % vor, im Wüstenlack ist die Konzentration jedoch um das 50- bis 60-fache erhöht. Bislang erklärt man sich dieses Phänomen durch bakterielle Aktivität im Wüstenlack und durch eine biochemische Anreicherung des Materials. (Diese Anmerkung wurde aus dem Artikel Wikipedia: Wüstenlack entlehnt)

Anmerkung 2:
Zur Entstehung des Wüstenlacks gibt es (wie bei den meisten Verwitterungsarten) unterschiedliche Annahmen, darunter auch die, dass Wüstenlack eine Form der physikalischen Verwitterung darstellt (z.B. Windverwitterung).


Sonnenbrenner

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Hydrolytisch verwitterter tertiärer
Basalt vom
Black River, Salmon Fork, Alaska
Foto: E.E. Brabb, 1961, USGS

Sonnenbrand ist eine bei SiO2-untersättigten ultrabasischen Basalten und anderen vulkanischen Gesteinen verbreitete Art der hydrolithischen Verwitterung, auch als hydrothermale Alterung bezeichnet, bei der auf dem Gestein winzige bis zentimetergroße hellgraue Flecken auftreten. Nach einer relativ kurzen Zeit zerfallen die Gesteine zu einer bröseligen Masse.

Der Sonnenbrand wird vom Mineral Analcim erzeugt, welches sehr feinkristallin intergranulare Räume im Gestein füllt. Das Mineral ist von feinsten Kapillarrissen durchsetzt, welche das Eindringen von Wasser und damit die Verwitterung begünstigen. Die Kapillarrisse entstehen bei der abkühlungsbedingten Umwandlung von Nephelin und anderer Foide in Analcim, wobei sich das Volumen vergrößert (Analcim hat ein um ca. 5,5 % größeres Volumen.


Lösungsverwitterung

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Lösungsverwitterung
Ouromieh-See, Aserbeidschan, NW-Iran
Foto: Hyd-Masti 2009
Archiv: Collector

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Durch Lösungsverwitterung gebildete Insel
im Ouromieh-See, Aserbeidschan, NW-Iran
Foto: Hyd-Masti 2009
Archiv:Collector

Als Lösung versteht man den Übergang eines Minerals in die wässrige Verwitterungslösung, wobei keine chemische Reaktion stattfindet. Da Lösung traditionell zur Chemie gezählt wird, ordnet man die Lösungsverwitterung der chemischen Verwitterung zu. Da sie aber reversibel ist und die chemische Zusammensetzung des Gesteins nicht verändert wird, sondern lediglich die Kristallstruktur zerstört wird, ist die Lösungsverwitterung eigentlich eine physikalische Verwitterungsart, wobei die Moleküle in ihre Anionen und Kationen zerlegt werden. Jedes Ion wird dabei von Wassermolekülen umgeben. Die Lösungsverwitterung wird von Temperatur, pH-Wert und von Klimafaktoren beeinflusst. Sie bewirkt die Lösung (Korrosion) leicht löslicher Mineralien (Salze), darunter Chloride der Alkalimetalle wie Halit und Sylvin, aber auch Calcit (Kalkstein).

Die Mineralien (Salze) gehen bei Kontakt mit Wasser in Lösung. An die randständigen Ionen des Kristallgitters lagern sich Wassermoleküle an (Hydration), das Kristallgitter wird aufgelockert und letztlich werden die hydratisierten Ionen aus dem Mineralverband herausgelöst (Dissoziation). Dieser Vorgang findet solange statt, bis das Salz vollständig aufgelöst ist. Die Ionen der Lösung werden dann mit dem Wasser abgeführt, was zur Abtragung der Landoberfläche beiträgt.

Im einfachsten Fall werden Salze im Boden durch einsickerndes Wasser gelöst, wodurch Hohlräume entstehen können. In Karbonatgesteinen kann dieser Prozess zur Bildung von Karst und Höhlen führen. Nicht selten entstehen wabenartige Hohlräume. Hier spricht man von alveolischen Verwitterungsformen.

Die Lösungsverwitterung ist ein optisch meist gut erkennbarer Verwitterungsprozess. Manche Gesteine lösen sich wortwörtlich auf, fast so wie Zucker in Getränken oder wie Salz in einem Topf mit Wasser. Kalkstein, der vor allem aus Calciumcarbonat besteht, ist von dieser Form der Verwitterung besonders betroffen, da er durch Kohlensäure vollständig aufgelöst werden kann.


Kohlensäureverwitterung

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Kohlensäureverwitterung mit Karstbildung
Tam Coc, Ninh Binh, Vietnam

Kohlensäureverwitterung ist eine Art der chemischen Verwitterung, die bei der Lösung von Karbonatgesteinen (Kalkstein, Marmor und Dolomit) durch Kohlensäure entsteht.

Kohlensäure (H2CO3) bildet sich in der Natur u.a. durch Lösung des in der Luft enthaltenen Kohlendioxids (CO2) im Regen- und Bodenwasser (H2O). Kalkstein besteht hauptsächlich aus dem schwer wasserlöslichen Calcit (CaCO3). Kohlensäure löst Calcit und es entsteht Calciumhydrogencarbonat (Ca(HCO3)2), das sich sehr gut im Wasser löst.

  • H2O + CO2 → H2CO3- → HCO3- → 2 H+ + CO32-
  • CaCO3 + H+ + HCO3- → Ca2+ + 2 HCO3- → Ca(HCO3)2

Ändern sich die äußeren Einflüsse, erfolgt also eine Temperaturzunahme oder Druckminderung, so zerfällt das Calciumhydrogencarbonat.

Auch tief unter der Landoberfläche führt die Kohlensäureverwitterung zur Wegführung von Carbonatgestein und damit zur Bildung von Höhlen und Höhlensystemen im Kalkgestein. In Tropfsteinhöhlen wird unter Abgabe des Kohlendioxids an die Umgebungsluft Calcit ausgefällt, das sich in Form von Tropfsteinen ablagert. Durch die Wirkung von Kohlensäure auf Kalkgesteine entstehen interessante, oft meist kleine Oberflächenformen, typischerweise mit einem komplexen Muster von Vertiefungen, Rillen, Furchen und Spalten überzogen. An einigen Stellen erreichen sie das Ausmaß tiefer Furchen und hoher, wandartiger Gesteinsrippen, die von Mensch und Tier nicht mehr in normaler Weise überquert werden können (siehe dazu auch Abschnitt Tsingy in Madagaskar). Durch sie entstehen die bizarren Karrenfelder im Karst, in Irland, in den Kalkalpen, auf dem Balkan und in Südostasien. Die Kohlensäureverwitterung ist die Grundlage für die Entstehung von Karst.


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Kohlensäureverwitterung von Kalkstein
Keshcorran Caves nahe
Carrowkeel, Irland
Jon Sullivan

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Karstgebirge
Velebit-Massiv, Nahe Paklenica
Kroatien
Foto: M. Dirgela
Archiv: Collector

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Kohlensäure- und Lösungsverwitterung
eines Sedimentmassivs aus
ordovizischen Karbonat- und Sandsteinen
Jebel Kissane, Draa-Tal,
Südwestliches Jebel Sarhro-Gebirge, Marokko
Foto: Collector


Karst

Der Begriff Karst steht für die Gesamtheit der Formen von durchlässigen, wasserlöslichen Gesteinen (z.B. Kalkstein, Gips, Salze), die durch Oberflächen- und Grundwasser ausgelaugt werden. Durch Lösungsvorgänge kommt es zu charakteristischen Karsterscheinungen. An der Oberfläche sind dies z.B. Karren (Schratten), Dolinen, Uvalas, Poljen, Schlotten, Erdorgeln. Zu den unterirdischen Karsterscheinungen gehören oft weit verzweigte Höhlen und die typischen Erscheinungen der Karsthydrographie: unterirdische Flussläufe und Karstseen, Karstquellen, die unter Druck austreten, Ponore (Katavothre) oder Flussschwinden.

Eine Sonderform der Karste ist der Kegelkarst oder Turmkarst der wechselfeuchten Tropen.

Namensursprung

Der Name Karst stammt von der Landschaft Kras in Slowenien, die sich über das Hinterland der Triester Bucht bis zu den Dinarischen Alpen erstreckt, einem ausgedehntem Karstgebiet mit dem typischen Erscheinungsbild. Der deutsche Name Karst für diese Region hat sich als allgemeine Bezeichnung für solche Landschaftsformen international etabliert. Für die besonderen Merkmale des Karst haben sich jedoch die slowenischen Bezeichnungen durchgesetzt (dolina, polje, ponor).

Entstehung

Kohlensäureverwitterung
Kohlensäureverwitterung

Vergleich frischer (links) und verwitterter (rechts) ordovizischer Kalkstein; Roadcut Stae College Bypass; Route 322

Public Domain
Karstgebirge
Karstgebirge

Torcal-Massiv, Antequera, Provinz Malaga, Spanien

Collector

Die zumeist aus Karbonatgesteinen (zum Teil auch in Sulfat- und Salzgesteinen) aufgebauten Karstgesteine sind vorwiegend durch Lösungs- und Kohlensäureverwitterung sowie Ausfällung von biogenen Kalksteinen und ähnlichen Sedimenten mit hohen Gehalten an Calciumcarbonat (CaCO3) entstanden. Die Gesteine werden durch Kohlensäure gelöst (siehe auch Tropfsteine).

Regenwasser mit einem pH-Wert unter 7 gilt als sauer. Dies geschieht durch Aufnahme von Kohlenstoffdioxid CO2. Chemisch ausgedrückt reagiert das CO2 der Luft mit dem Wasser und bildet teilweise Kohlensäure (H2CO3). Die Kohlensäure dissoziiert nun in HCO3- und H+ und ist so in der Lage, den Kalk (CaCO3) zu lösen. Durch in das Gestein eindringendes, kohlensäurehaltiges Wasser entstehen Gänge und Hohlräume, die sich im Laufe von Jahrmillionen zu riesigen Gangsystemen entwickeln können. Oft bilden sich in diesen Hohlräumen durch eintropfendes saures Oberflächenwasser, welches gelösten Kalk enthält, Tropfsteine. Brechen die Hohlräume ein, so können trichterförmige Senken (Doline) entstehen.

Größere Senken von einigen Quadratkilometern Grundfläche werden Polje genannt. Sie entstehen durch Einschwemmung feinkörniger Sedimente, die den Boden der Polje abdichten und vor der weiteren Verwitterung schützen. Abfließendes Wasser verschwindet oft an den Rändern der Polje in einem Schluckloch (Ponor), um unterirdisch weiterzufließen und an einer anderen Stelle wieder zu Tage zu treten.

An der Oberfläche des Gesteins entstehen Auswaschungen, Rinnen und Furchen, die sogenannten Karren.

Landschaften, die überwiegend von Karbonaten aufgebaut werden, sind als Karstlandschaften ausgebildet. Große Karstlandschaften finden sich diese um das Mittelmeer (Balkan, Spanien, Italien), sowie in Südostasien (Thailand, Burma, Malaysia) und Südchina, den Großen Antillen und im Indoaustralischen Archipel. Karstlandschaften von geringerem Ausmaß finden sich in deutschen Mittelgebirgen (Schwäbische Alb, Fränkische Alb), im Schweizer Jura sowie allgemein in Westeuropas sowie den Nord- wie Südalpen. Eine ausführliche Beschreibung ausgesuchter Karstlandschaften ist im Kapitel Die schönsten Monumente der Verwitterung - Karst zu finden.


Dolinen und Geologische Orgeln

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December Giant - Eine 140 x 105 m
große Doline (Tiefe 45 m)
Einbruch 2.12.1972
Shelby County, Alabama, USA
Foto: USGS

BILD:1265617056

Doline Sima und Doline Martel
Sarisarinama Tepuis
Venezuela
Foto: Luis Ruiz Bert

Dolinen
(slowenisch = Tal) sind trichterförmige Vertiefungen in Karst, welche durch Lösungsverwitterung von Kalk- und Salzgesteinen und vor allem an Gesteinsfugen und durch Einsturz entstandene Hohlräume gebildet haben.

Man unterscheidet zwei Arten von Dolinen: Einsturzdolinen und Lösungsdolinen. Die Einsturzdoline, auch als Einsturzkessel oder Einsturztrichter bezeichnet, entsteht, wenn die Überdeckung großer Hohlräume bzw. Höhlen einbricht. Man spricht hier auch von einer Korrosionsdoline. Lösungsdolinen sind Dolinen, die von Oberflächengewässern entlang von Störungszonen lösungsverwittert wurden. Andere Namen für Lösungsdolinen sind Karren- oder Trichterdolinen, bzw. Karsttrichter.

Im weiteren Sinne sind auch die großen Cenoten, d.h. schachtartiges Kalksteinlöcher in Karstgebieten auf der mexikanischen Halbinsel Yukatan, welche durch Lösungsverwitterung des Kalkgesteins und folgendem Einsturz von Höhlen entstanden und mit Süßwasser gefüllt sind, zu den Dolinen.

Geologische Orgeln
sind eine Laune der Natur und sehr selten. Sie entstehen durch Lösungsverwitterung im Zuge der Bodenbildung in Karstgebieten, d.h. in Kalk, Dolomit oder Gips. Wenn die Verwitterung entlang von Klüften oder Spalten angreift und der Kalk aus den lösungsanfälligen kalkreichen Schottern ausgewaschen wird, entstehen trichterförmige oder schachtartige senkrechte Vertiefungen an der Geländeoberfläche. Das Sickerwasser sucht sich einen Weg in den Untergrund und formt dabei über lange Zeit bis mehrere Meter lange, senkrechte Lösungsröhren. Wenn mehrere Verwitterungsröhren aneinander gereiht sind, spricht man von einer geologischen Orgel. Streicht ein starker Wind durch die geleerten Röhren, entstehen orgelartige Töne.

Im ehemaligen Steinbruch bei Oberschroffen, nordöstlich von Niederdof an der oberen Hangkante dicht beim Weiler Bossarts im Landkreis Altötting in Bayern gelegen, sind zahlreiche Verwitterungsröhren in einem Schotterkonglomerat freigelegt. Diese geologischen Orgeln, resp. Verwitterungsröhren sind bis zu 15 m lang, mit Durchmessern bis etwa einem halben Meter und entstanden vor etwa 600.000 Jahren durch intensive Lösungsverwitterung während eines Interglazials - einer Warmzeit zwischen zwei Kaltzeiten. In eindrucksvoller Weise sind hier die Folgen der Klimaschwankungen der jüngeren Erdgeschichte dokumentiert (tw. zitiert: Bayrisches Landesamt für Umwelt; http//www.lfu.bayern.de).


Cenoten

(span.: cenotes)

Cenotes (Maya: Mayathan ts’o’noot, in Ortsnamen meist dzonot) sind dolinenartige Kalksteinloch, welche durch den Einsturz einer Höhlendecke entstanden und mit Süßwasser gefüllt sind.

Der Begriff stammt von den Maya der mexikanischen Halbinsel Yucatán. 954 Cenotes sind im mexikanischen Bundesstaat Quintana Roo bekannt, eine weitaus geringere Anzahl im benachbarten Bundesstaat Yucatán sowie in Belize. Sie besitzen im Durchschnitt eine Tiefe von etwa 15 Metern, vereinzelt auch von über 100 Metern.

Cenotes entstehen in Karstgebieten. Durch die Auflösung des Kalkgesteins bilden sich Höhlen und unterirdische Wasserläufe. Brechen die Decken dieser Höhlen ein, so entstehen Tagöffnungen (engl. Aston Collapse), die bis zum Grundwasser (Aquifer) reichen können. Die Maya betrachteten sie als Eingänge zur Unterwelt (xibalba) und nutzten sie häufig als religiöse Opferstätten.

Im NW von Yucatán folgen die wasserführenden Schichten und damit die Höhlen den durch den Einschlag des Chicxulub-Meteoriten verursachten Brüchen und Verwerfungen. Der damit verbundene halbkreisförmige Ring von Cenotes bildet den ansonsten längst verschütteten Kraterrand auch heute noch nach.

Cenote
Cenote

Cenote de los Sacrificios, Chichen Itza;
Halbinsel Yúkatan, Mexico

Ekehnel

Mogotes - Tropischer Kegelkarst

BILD:1268586593

Mogotes (Tropischer Kegelkarst)
im Valle de Viñales, Provinz
Pinar del Rio, Cuba

In der Sierra de los Organos (Orgelpfeifengebirge) in der Provinz Pinar del Rio auf Cuba liegt das etwa 10 km lange und 4 km breite Valle de Viñales, welches durch seine Karsttopologie berühmt wurde und als Nationalpark seit 1999 von der UNESCO als Kulturlandschaft der Menschheit ausgezeichnet wurde.

Das Kalkgestein des Gebietes, in welchem das Tal liegt, gehört zum geologisch ältesten Teil Kubas. Es entstand im Oberen Jura vor rund 170 mya durch Kohlensäureverwitterung und Verkarstung. Durch Subrosion (unterirdische Auslaugung und Verfrachtung von meist leichtlöslichem Gestein) durch unterirdische Fließgewässer entstanden gewaltige Höhlen. Durch Einsturz der Höhlendecken und fortschreitende Verwitterung entstanden die heute sichtbaren, charakteristischen Kegelkarst-Felsen (Turmkarst), welche als die Mogotes bezeichnet werden. Dieser tropische Kegelkarst stellt eine Sonderform der Verkarstung dar, da er ein in den immerfeuchten und wechselfeuchten Tropen klimaspezifisches Ergebnis ist und nicht auf andere Klimazonen übertragen werden kann, wobei der chemische Prozess der Lösungsverwitterung in den Tropen anders, bzw. energischer und intensiver als in den gemäßigten Breiten verläuft. Der tropische Kegelkarst bildet sich besonders dort aus, wo massige Kalkschichten von ziemlich reiner Konsistenz vorliegen.


Subrosion

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Subrosion
Lösungsverwitterung von
Halit eines Salzstocks
Salar de Atacama, Chile
Foto: K. Segerstrom, USGS

BILD:1264541400

Lösungsverwitterung an einem Gipshut
Chella, Valencia, Spanien
Foto: Collector

Subrosion (lat.: sub = unter, rodere = benagen, zerkleinern) bedeutet unterirdische Ablaugung oder Auslaugung und die Abtragung von Gesteinen durch Wasserzufluss (Aquifere- oder Sickerwasser), was zur Bildung von Hohlräumen an der Erdoberfläche führt. Subrosion kann chemisch (Auslaugung, Verkarstung) oder mechanisch (Suffosion) erfolgen. Ein Salzhang ist eine schräge Ablaugungsfläche, Subrosionssenke bezeichnet eine Senkung im Deckgebirge mit Bildung einer mulden- oder beckenartiger konkaven Form an der Erdoberfläche. Da Salze wasserlöslich sind, kann das Eindringen von Wasser in eine Salzlagerstätte (Evaporite wie Halit (Steinsalz), Anhydrit oder Gips) größte Veränderungen bis hin zum völligen Verschwinden mit sich bringen. Die Hutgesteine der Salzstöcke entstehen als Folge der Subrosion. Auch lösungsresistenter Kalkstein kann durch Subrosion unter Bildung von Karsthöhlen abgetragen werden.


Oxidationsverwitterung

BILD:1263901767

Oxidationsverwitterung von
felsitischem Gestein mit
deutlicher Bildung von Grus,
einem Feinkies ausQuarz und Feldspat
Pulot, Palawan, Philippinen
Foto: Collector

BILD:1265442138

Durch Hydrolyse und Oxidation verwitterte Böden bis zu einer Tiefe von 60 m
Rubin-Schürfung; Mine bei
Bang Phra, Provinz Trat
Thailand
Foto: Collector

In den oberen Bodenbereichen ist die Oxidations- oder Sauerstoffverwitterung von Bedeutung. Viele Gesteine enthalten Eisen-, Mangan- und Schwefelverbindungen, wobei vordergründig das Eisen durch Einwirkung des im Wasser gelösten Sauerstoffs bzw. durch Reaktion mit dem freien Sauerstoff der Luft chemisch verwittert - es oxidiert. Zweiwertiges Eisen wird dabei durch die Abgabe eines Elektrons zu dreiwertigem Eisen und die ursprüngliche Mineralstruktur wird zerstört. Das nunmehr oxidierte Gestein nimmt eine bräunliche, rötliche oder gelbliche Farbe an. Die Intensität der Färbung, wie man sie besonders an frischen Gesteinsflächen sieht, sind ein Indikator für den Verwitterungsgrad. Die oft in tropischen oder subtropischen Böden zu sehende rote Färbung ist Folge der Oxidationsverwitterung. Beispiele der Eisen- und Schwefeloxidation:

a) zweiwertiges Eisen (Beispiel Mineral Siderit) wird zu dreiwertigem Eisen

4 FeCO3 + 6 H2O + O2 → 4 FeOOH + 4 HCO3- + 4 H+

b) zweiwertig-negativer Schwefel (Beispiel Mineral Pyrit) wird zu sechswertigem, positivem Schwefel

4 FeS2 + 14 O2 + 4 H2O → 4 FeSO4 + 4 H2SO4


Bildung organo-metallischer Komplexe

Als Komplexierung bezeichnet man den Teilprozess der chemischen Verwitterung, durch welchen Fe, Al, Mn und Schwermetalle durch organische Säuren komplex gebunden werden. Die Verwitterung wird durch Komplexierung beschleunigt (Gleichgewichtsverschiebung).




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Geologisches Portrait: Verwitterung und Erosion [ Vorherige: Literatur | Nächste: Physikalische Verwitterung ]

Eingefügter Text von Geologisches Portrait/Verwitterung und Erosion/Chemisch-mechanische Verwitterung

Verwitterung und Erosion

Chemisch-mechanische Verwitterung



Wollsackverwitterung

BILD:1148540630

Vorgang der Wollsackverwitterung
Zeichnung: P. Rothe
aus: Rothe, P., 2002:
Gesteine: Entstehung - Zerstörung-Umbildung, Abb. 118

Der Begriff Wollsackverwitterung steht für die besondere Verwitterungsform von chemisch-mechanische Verwitterung von Festgesteinen (Granit, Gabbro, Dolerit, Gneis), bei welcher sich Grus bildet. Ein Kluftsystem ist Voraussetzung für die Wollsackverwitterung. Entlang der Gesteinsklüfte im Boden werden die Gesteine chemisch umgesetzt. Je mehr Risse vorhanden sind und je leichter das Gestein ist, desto tiefer schreitet der Verwitterungsprozess voran.

Von den Klüften her rückt die Zersetzung in das Innere des Blocks vor. Dabei werden konzentrische Schalen weichen Gesteins erzeugt und wie eine Zwiebelschale abgesondert. Bei fortschreitender Verwitterung werden die Gesteinspartien von oben nach unten immer kleiner und abgerundeter, bedingt durch die an den Ecken lösende Wirkung von drei Seiten.

Legen die Verwitterungsvorgänge diese Blöcke durch mechanischen Abtransport von Grus und Erde frei, bilden sich sogenannte Wollsackverwitterungen, wobei vor allem bei Granit das Gestein an Längs- und Querklüften durch das Eindringen chemisch aktiver Lösungen von den Klüften aus und folgendem mechanischem Abtransport von Grus und Erde in wollsackähnliche, abgerundete Blöcke zerfällt. Durch das Zusammenwirken von physikalischen und chemischen Prozessen entstehen bei der Wollsackverwitterung kantengerundete Gesteinsblöcke, die wie Kissen, Matratzen oder eben wie Wollsäcke übereinander gestapelt liegen. Der bildliche Begriff Wollsack leitet sich dabei von mit Wolle gefüllten groben Säcken ab, die insbesondere historisch sowohl als Schlafunterlage als auch zum Transport von Wolle verwendet wurden.

Granitkugeln auf massiven flachen Oberflächen

Weltweit sind riesige Granitkugeln bekannt, deren Entstehung bislang die unterschiedlichsten Deutungen hatte. Solche Kugeln, wie zum Beispiel am Erongo in Namibia, in Tamil Nadu in Indien, im Norden von Australien usw. entstanden durch die Intrusion und die Erstarrung von Magma in darüberliegende Sedimentschichten. Aus diesen im Laufe von Jahrmillionen verwitterten und abgetragenen Sedimenten wurden Granite herauspräpariert, verwitterten wollsackartig chemisch-mechanisch im Laufe der Zeit und nahmen, wie oben beschrieben, ihre typische Kugelform an.


Die Entstehung von Pilzfelsen

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Pilzfelsen (Mushroom Rock) im
Timna Park, Negev-Wüste, Israel
Foto: Little Savaga 2007

Das nebenstehende Beispiel eines Pilzfelsens (mushroom rock) zeigt deutlich das Zwischenstadium des Verwitterungs- bzw. Erosionsprozesses eines einzelnen Gesteinsblocks vom Block zur abgerundeten Kugel. Diese Blöcke finden sich gewöhnlich, jedoch nicht ausschließlich, in ariden Gebieten, wo sie sich innerhalb von Tausenden von Jahren bilden. Die Verwitterungsrate am Boden ist unterschiedlich zu der des oberen Teils. Etwa einen Meter über dem Boden findet eine physikalische Verwitterung sowie Abrasion durch Sandkörner statt, welche vom Wind herangeblasen werden, das Gestein in situ abschmirgeln und schleifen und dann das abgeschmirgelte Material durch den Wind abtransportiert wird. Durch diesen physikalischen Verwitterungsprozess entsteht ein Sockel, welcher schneller verwittert als der Kopf, den er trägt. Gelegentlich kann die chemische Zusammensetzung des Gesteins ein wichtiger Faktor sein: ist der obere Teil verwitterungs- und erosionsresistenter, wird er langsamer verwittern als die Basis. Die endliche Bildung einer abgerundeten kugelförmigen Blocks kann auch Folge chemische Verwitterungsprozesse am Boden und am Sockel sein und beruht auf der Ansammlung von Tau nahe der Oberfläche.


Typische Beispiele von Wollsackverwitterungen

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Wollsackverwitterung
Durch eindringendes Wasser aufgespaltene
Granitblöcke, die wie geschnittenes Brot
geteilt wurden und weiter rundlich verwitterten
Similan-Inseln, Thailand
Foto: Stefan Schorn

BILD:1265793205

Wollsackverwitterung von Granitblöcken
Gorges du Dades, Marokko
Foto: Archiv: Collector

BILD:1263467830

Wollsackverwitterung
Nähe der Kästeklippen oberhalb
des Okertals im Harz
Foto: Frank Mikolajcyk


Sphäroidale Verwitterung

Unter sphäroidaler Verwitterung versteht man eine Form überwiegend chemisch-physikalischer Verwitterung, bei der konzentrische Schalen verwitterten Gesteins sukzessiv von einem Gesteinsblock separiert werden. Diese Verwitterung wird durch den Einfluss wässriger Lösungen, ausgehend z.B. von Klüften, hervorgerufen. Es ergibt sich eine mehr und mehr zugerundete, wollsackähnliche Form des Gesteinsblocks. Die Form ähnelt Blöcken, die durch Exfoliation entstanden sind. (s.a. > Wollsackverwitterung) (GeoDZ)

Sphäroidale Verwitterung
Sphäroidale Verwitterung

Sphäroidale Verwitterung;
Teide, Teneriffa, Kanarische Inseln

SiimSepp
Sphäroidale Verwitterung
Sphäroidale Verwitterung

Sphäroidale Verwitterung - Detailansicht;
Teide, Teneriffa, Kanarische Inseln

SiimSepp

Tafoni

BILD:1149666945

Beginnende Kernverwitterung von
innen nach außen
Tafoni-Bildung auf Kangaroo Island
Uluru, Südaustralien
Foto: Axel Hennig

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Beginnende Tafonierung in Gneis
Cap de Creus, östl. Pyrenäenausläufer
Girona, Spanien
Foto: Collector

Der Name Tafoni (Singular: Tafone) kommt aus dem korsischen Taffoni (Fenster) oder taffonare (perforieren), bzw. pietra taffunata (durchlöcherter Stein). Tafoni sind eines der Wahrzeichen der Insel Korsika. Der Vorgang der Tafoni-Bildung wird als Tafonierung bezeichnet. Die erste bekannte Publikation über Tafoni ist aus dem Jahr 1882. Fremdsprachliche Bezeichnungen und Namen sind: Honeycomb weathering, alveolar weathering, weather pits, fretted rocks und stone lattices gnammas (USA, England, Australien).

Zur Entstehung von Tafoni gibt es bisher keinen Konsens, bzw. ihre Entstehungsprozesse sind umstritten. Es wird angenommen, dass diese markanten Gebilde sowohl durch physikalische als auch durch chemische Verwitterung, d.h., durch Salz-, Wind- und Lösungsverwitterung entstehen.

Die eine Sicht der Dinge ist, dass die Bildung von Tafoni im Zusammenhang mit Bergfeuchteunterschieden im Gestein zu sehen ist. Sickerwasser im Gestein verdunstet und setzt seine Lösungsfracht an der Oberfläche ab. In der Folge zersetzt sich das Gestein von innen und es bilden sich Hohlräume. Salzverwitterung kann ebenfalls zur Tafoni-Entstehung beitragen.

Demgegenüber steht die Auffassung, dass Tafoni ohne Einschränkung der Salzverwitterung zuzuschreibende physikalische Verwitterungsformen sind, deren Entstehung jedoch von der Lithologie (Gesteinstypus), topographischen Lage, Exposition, dem Ariditätsgrad des Klimas und vor allem von der Zufuhrmöglichkeit von Salzen, besonders auf äolischem Weg transportierte Salze vom Meer, von Salzseen oder Playas mit oberflächlichen salzreichen Sedimenten, abhängig ist. Tafoni sind konkave, kavernöse, gewöhnlich nach einer Seite offene kugel- bis nierenförmige Hohlräume von wenigen Zentimeter bis zu mehreren Metern in meist grobkörnigen Gesteinen, vorwiegend Graniten, Gneisen, Grauwacken und Sandsteinen, welche entfernt an Bienenwaben erinnern.

Tafoni entstehen durch Kernverwitterungen von innen nach außen, wobei das chemisch herausgelöste Bindemittel (Fe-, Mn-Oxide) durch Wasser fortgespült oder durch Wind herausgeblasen wird, dadurch Hohlräume gebildet werden und eine Hartrinde (Verwitterungsrinde) übrigbleibt. Manchmal bleiben diese Verwitterungsrinden erhalten und bilden Überhänge.

Tafoni bilden sich in allen Klimazonen, häufiger jedoch an Küsten von Meeren mit deutlichen Gezeiten sowie in ariden und semiariden Trockengebieten. Zur Entstehung tragen der Salzgehalt der Luft (Salzeintrag mit dem Nebel, der vom Meer ins Landesinnere getragen wird), differentielle Zementierung, struktureller Wechsel der Permeabilität und die Dauer der Trocknungsperioden zwischen den Befeuchtungen bei. Kleinere Versionen von Tafoni heißen Alveoli, wie sie u.a. in der indischen Thar-Wüste zwischen Jodhpur und Ajmer auftreten. Steingitterverwitterung oder Wabenverwitterung entstehen durch Tafoni-ähnliche Bildungsprozesse.


BILD:1263662331

Tafoni
Bei San Francisco, Kalifornien, USA
Foto: Jullu Huuskonen

BILD:1149666974

Tafoni
Kangaroo Island, Uluru, Südaustralien
Foto: Axel Hennig

BILD:1149667102

Tafoni
Cap de Creus, östliche Pyrenäen
Provinz Girona, Spanien
Foto: Collector

BILD:1265020031

Charakteristische Tafoni
Atacama-Wüste, Chile
Foto: K. Segerstrom, USGS

BILD:1263808972

Tafoni
Farm Wüstenquell, Naukluft, Namib
Foto: Collector

BILD:1170245982

Durch Salzverwitterung gebildete
Tafoni bei Llanode
Atacama-Wüste, Chile
Foto: K. Segerstrom, USGS

BILD:1263808813

Tafoni
Farm Wüstenquell, Naukluft, Namib
Foto: Collector

BILD:1263808897

Tafoni
Farm Wüstenquell, Naukluft, Namib
Foto: Collector

BILD:1264231554

Tafoni
Nahe Grootberg Pass, Namib
Foto: Collector



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Geologisches Portrait: Verwitterung und Erosion [ Vorherige: Literatur | Nächste: Physikalische Verwitterung ]

Eingefügter Text von Geologisches Portrait/Verwitterung und Erosion/Biogene Verwitterung

Verwitterung und Erosion

Biogene Verwitterung

auch als organische Verwitterung bezeichnet.


Biogene (biologische, organische) Verwitterung ist der generelle Name für biologische Verwitterungsprozesse durch Mikroorganismen, Pflanzen oder Tiere, bei denen Gesteine zerstört werden. Diese bedeutende Verwitterung wird durch Bioturbation, u.a. Wachstumsdruck von Pflanzenwurzeln (Wurzelsprengung) oder durch die Aktivität in der Erde oder in Weichgesteinen grabender und wühlender Tiere hervorgerufen. Auch Organismen wirken chemisch auf die Gesteine, z.B. Flechten auf Mauern und Felswänden, teilweise durch die Bildung von Zersetzungsmaterialien wie Humus-, Schwefel- und Kohlensäure, welche wiederum chemisch verwitternd wirken. Folge der biologischen Verwitterung sind Lockermassen, aus welchen sich Böden bilden.


Bioturbation

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Grabgänge durch Bivalven
(Gastrochaenoliten)
Carmel Formation, Mittl. Jura
Südutah, USA
Foto: Mark A. Wilson

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Bohrlöcher in Kalkstein
Kreidezeit
Faringdon, England
Foto: Mark A. Wilson

Bioturbation ist der generelle Ausdruck für die organische Verwitterung von Sedimenten oder Böden durch lebende Organismen. Verursacher der Bioturbation sind Bakterien und Pilze, Bodenorganismen, Baum- und Graswurzeln, Grabungen durch Nager oder Ameisen sowie Würmer, welche sich in sedimentäre Gesteine hineinfressen, Grabungsspuren und Gänge bilden und schließlich Sedimente ausscheiden.

Durch Bioturbationsprozesse in Gesteinen und Böden wird einerseits die Durchlässigkeit für Wasser und Luft erleichtert, andererseits werden die Sedimente gelockert und leichter transportierbar. Der Bioturbationsgrad bezeichnet in einer Schicht den prozentualen Anteil des bioturbierten Sediments.


Wurzelsprengung

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Wurzelsprengung eines Gneisblocks
Route de Batère, oberes Vall d'Espir
Pyrenées Orientales, Frankreich
Foto: Collector 2010

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Wurzelsprengung einer Mauer
Angkor Wat Tempelanlage
Kambodscha
Foto: CIA World Fact Book

Beim Wachstum von Bäumen, Büschen und Gräsern dringen deren Wurzeln selbst in feinste Risse und Klüfte des Gesteins ein. Wachsen diese Wurzeln, so füllen sie entweder die Kluft aus oder drücken, treiben, bzw. sprengen die Gesteinsblöcke zu beiden Seiten der Kluft auseinander. Dadurch wird die Gesteinsoberfläche innerhalb der Klüfte gelockert, abgeschuppt und zu Gesteinskörnern verwittert. Aufgrund der Kraft, welche die Wurzel ausüben, wird die Wurzelsprengung bei manchen Autoren als physikalische Verwitterung betrachtet. Von der Logik her sind Wurzeln jedoch lebende Organismen, welche zur biogenen (organischen) Verwitterung beitragen.


Chemisch-biotische Verwitterung

Den Teilprozess der biochemischen Verwitterung, durch welchen Fe, Al, Mn und Schwermetalle durch organische Säuren komplex gebunden werden, bezeichnet man als Komplexierung (z.B. die organo-metallische Verwitterung). Die Verwitterung wird durch Komplexierung beschleunigt (Gleichgewichtsverschiebung).

Einfache organische Säuren wie Zitronensäure, Weinsäure und Salicylsäure verstärken die verwitternde Wirkung der Kohlensäure, indem sie mit Metallen (vor allem Fe, Al und Mg) sehr stabile, zum Teil lösliche, zum Teil unlösliche Verbindungen Chelatkomplexe bilden. Sie entstehen durch Freisetzung bei mikrobiellen Abbauprozessen, bei der Zersetzung abgestorbener organischer Substanz oder werden von den Wurzeln lebender Pflanzen abgegeben.

Humus aus abgestorbenen pflanzlichen und tierischen Resten enthält einen großen Anteil an Huminsäuren, die gesteinszerstörend wirken. Durch mikrobielle Säurebildung, Oxidationen und Reduktionen kann es zur Auflösung von Mineralien kommen.


Gesteinsverwitterung durch Flechten

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Flechten auf einem Menhir
Aligments du Ménec, Bretagne
Frankreich
Foto: bardenoki

Sowohl die von Pflanzenwurzeln oder von bestimmten Flechten abgesonderten organischen Säuren greifen das Kristallgitter von Mineralien an und zerlegen das Gestein in einzelne Komponenten.

Untersuchungen an den Schnittstellen von Flechtenarten und Gesteinssubstraten lassen den Schluss zu, dass das Wachstum bestimmter Flechtenarten die physikalisch-chemische Verwitterung von Mineralien beschleunigen kann.

Physikalische Effekte sind der mechanische Gesteinszerfall durch hyphale Penetration, Ausdehnung und Kontraktion des Flechtenthallus sowie die Erhöhung der organischen und anorganischen Salze, welche auf der Flechtenaktivität beruhen.

Wesentlicher chemischer Effekt ist die Absonderung verschiedener organischer Säuren, besonders Oxalsäure, welche sehr effizient Mineralien lösen kann. Manche Flechten sind reich an Chelatbildnern, welche die Elemente des sich zersetzenden Gesteins in organo-metallische Komplexe einbinden. Eines der Resultate dieser durch Flechten erzeugten Verwitterung sind deutlich korrodierte Oberflächen der gesteinsbildenden Mineralien.

Einige dieser Flechten sind epilithisch, d.h. auf der Oberfläche der Gesteine lebend, einige endolithisch, in dem Sinne, dass sie aktiv in die Gesteinsoberfläche eindringen, andere wiederum chasmolithisch, also in Rissen, Spalten und Hohlräumen des Gesteins lebend.


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Gesteinsverwitterung durch Flechten
auf einem Grabstein
Rock of Cashel, Cashel, Tipperary, Irand
Foto: Jon Sullivan

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Flechtenbewuchs auf nacktem Vulkangestein
Puerto de Santiago, Teneriffa
Foto: bardenoki

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Flechtenbefall
an einer Mauer der Ebernburg
Foto: bardenoki

Durch Flechten verursachte Verwitterungsmechanismen und deren Verwitterungsprodukte (nach Robinson et al., 1994)

Mechanismus

Verwitterungsprodukt

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Chelatierung extrazellularer löslicher Verbindungen

Rinnen und Furchen an endolithischen Thallus-Schnittstellen

Angriff durch Oxalsäure

Ätzung der Mineralien

Angriff durch Wasser, welches durch Kohlendioxid angesäuert ist

Präzipitation von Verwitterungsprodukten, z.B. Calciumoxalat, welche oder welche nicht eine Rolle in weiteren Verwitterungsprozessen spielen können

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Rhizinen-(Haftfasern der Flechten)-Penetration

Exfoliation der Gesteinsoberflächen

Expansion der Thalli sowie Kontraktionen durch Befeuchtung und Trocknung

Gesteinssprengung und Anstieg des Porenvolumens



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Verwitterung und Erosion

Anthropogen beeinflusste Verwitterung


Versalzung

Als Versalzung wird die Anreicherung von wasserlöslichen Salzen im Boden bezeichnet. Zu diesen Salzen zählen Chloride, Sulfate und Carbonate von Kalium, Magnesium, Calcium und Natrium. Die Anreicherung von Natrium wird auch als Sodifizierung bezeichnet. Salze sind wasserlöslich und werden durch das Wasser transportiert. Verdunstet das Wasser, bleiben die Salze zurück. Bei der primären Versalzung kommt es durch natürliche Prozesse zu einer Salzanreicherung, wenn der Salzgehalt im Ausgangsmaterial des Bodens oder im Grundwasser hoch ist.

Die sekundäre Versalzung ist anthropogen, d.h. vom Menschen verursacht, zum Beispiel durch ungeeignete Bewässerungsverfahren, wie die Verwendung von stark salzhaltigem Wasser und/oder unzureichendem Wasserabfluss sowie durch übermäßige Bewässerung von wasserintensiven Anbaupflanzen auf landwirtschaftlich genutzten Flächen. Da Wasser in ariden und semiariden Gebieten sofort nach dem Aufbringen auf die Felder stark verdunstet, fördert jede Bewässerung zusätzlich die Versalzung einer Fläche.

Die Versalzung zählt zu den weltweit am weitesten verbreiteten Prozessen der Bodenverwitterung. In Europa finden sich von der Versalzung betroffene Böden in Griechenland, auf der Iberischen Halbinsel, in Italien, Rumänien und Ungarn. In der EU sind von der Bodenversalzung ca. 1 bis 3 Hektar betroffen. Versalzung ist eine der Hauptursachen der Wüstenbildung. (Auszugsweise mit Genehmigung zitiert: Europäische Gemeinschaften; Sustainable Agriculture and Soil Conservation 2007-2009; Fact Sheet).

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Zerstörung der Bodenstruktur
durch Sodifizierung
Las Bardenas, Navarra, Spanien
Foto: Collector

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Der mittlerweile komplett
versalzte Aralsee
nahe Aral, Kasachstan, 2003
Foto: P. Christopher Staecker

In manchen Gewässern wie etwa dem Aralsee oder dem Toten Meer kann es zu massiven Salzverkrustungen kommen. Die Asiatisch-Pazifische Region ist für zirka 75 % aller vom Menschen herbeigeführten Versalzungen in ariden, semiariden und trockenen, subfeuchten Gebieten - den sensiblen Trockengebieten - weltweit verantwortlich (UNEP 1997). Mitte der 1980er Jahre verursachten Pakistan, Indien und China für sich allein schon zirka 50 % der weltweiten Versalzungen von bewässerten landwirtschaftlichen Nutzflächen (Postel 1989). Es ist bekannt, dass die Salzanreicherung in Böden in Pakistan zu einem 30 %igen Rückgang der Ernteerträge geführt hat (Worldwatch Institute 1997) (in: UNEP 1999). Mehr als 50 % der bewässerten Flächen in den Euphratebenen Syriens und Iraks sind schwerwiegend von Versalzung und Überflutung betroffen (UNESCWA 1997, in: UNEP 2002a).


Salztornados

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Tornado
Foto: National Severe Storms
Laboratory NSSL

Salztornados treten wesentlich im Süden des Aralsees auf und sind eine direkte Folge der Austrocknung des Sees durch den Menschen. Es sind tornadoartige salzbefrachtete Stürme, die im Sommer auftreten und riesige Mengen Salz mit sich führen. Die nicht mehr zusammengehaltenen Salzkrusten des Aralsees werden durch die Stürme abgetragenen und staub-, bzw. auch aerosolförmig in die Atmosphäre verbracht, von wo sie als Salzniederschläge auf die Erdoberfläche gelangen und sich ablagern. Man schätzte (1990), dass die Salztornados in einem Umkreis von 300-400 km eine Salz-Staub-Partikellast von 15-17 Mio. t pro Sturm bewegen. Nicht nur die Böden, auch die gesamte Vegetation wird von Salz bedeckt. Bis zu 80 % der meist aus billigen Baustoffen, wesentlich aus Beton gebauten Häuser lösen sich auf, da der Sand, der im Beton enthalten ist, reichlich Salz enthält. Sobald das Salz kristallisiert (Haloklastie), platzt der Beton. Auch Straßen sowie Telefon- und Stromleitungen verwittern durch das aggressive Salz.

(Detaillierte Informationen zu diesem Thema: Letolle, R., Mainguet, M., 1995; Der Aralsee: Eine ökologische Katastrophe)


Rauchgas- und Säureverwitterung

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Rauchgas
Ansicht der Hütten- und Kokereibetriebe
in Neunkirchen/Saar, wo lothringische Minette
und saarländische Steinkohle die
Ausgangsbasis der Eisen- und Stahlerzeugung waren
Postkarte 1867
Archiv: Peter Seroka

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Smog über New York City
Foto: Dr. Edwin P. Ewing Jr., 1988

Rauchgasverwitterung ist eine durch anthropogene Emissionen hervorgerufene oder beschleunigte natürliche Protolyse, d.h. ein intensiver Teilprozess der chemischen Verwitterung. Chemisch gesehen ist die Protolyse eine Säure-Base-Reaktion , bzw. die Umbildung oder Auflösung der Mineralien durch Säuren. Sie ist im allgemeinen eine industrielle Erscheinung, obwohl sie überall natürlich auftritt, wo oxidierende Gase wie CO2, SO2, oder NO2 in Verbindung mit Luftfeuchtigkeit Säuren in Tropfenform bilden können und mit karbonatischen (bzw. auch silikatischen) Gesteinen in Kontakt kommen. Dazu zählen z.B. Vulkanausbrüche und Meteoriteneinschläge.

Die durch Verbrennung fossiler Energieträger (Erdöl, Braun- und Steinkohle) erzeugten Rauchgase wie Schwefeldioxid (SO2) und Stickoxide (NOx) bilden in Verbindung mit Wasser starke Säuren (Schwefel- und Salpetersäuren), welche die Mineralien zu lösen vermögen und damit das Gefüge des Gesteins zerstören: SO2 + 2 H2O → H3O+ + HSO3-

Niederschläge, deren pH-Wert niedriger ist als der pH-Wert, der sich in reinem Wasser durch den natürlichen Kohlenstoffdioxidgehalt der Atmosphäre einstellt (pH-Wert ≤ 5,5), werden als saurer Regen bezeichnet. Hauptursache für den Sauren Regen ist die Luftverschmutzung, insbesondere durch säurebildende Gase, welche durch die Verbrennung schwefelhaltiger fossiler Brennstoffe wie Kohle und Heizöl entstehen. Rauchgas und saurer Regen greifen insbesondere Sand- und Kalkstein, aber auch Betonkonstruktionen an. Dadurch schreitet die Verwitterung von Gebäuden wesentlich schneller voran und zahlreiche Gebäude und Kulturdenkmäler werden so stark beschädigt oder zerstört. In Deutschland gehören zu den bekanntesten rauchgas-, resp. saurer regengeschädigten Bauwerken der Kölner Dom, sowie das Brandenburger Tor in Berlin.

Die Ursache für den Steinfraß am Kölner Dom ist die Verwitterung infolge der Luftverschmutzung. Schwefeldioxid dringt mit dem Regenwasser als schweflige Säure in den Stein ein. Bei der Verdunstung entsteht Schwefelsäure, die Kalkbestandteile des Steines in Gips umwandelt. Dadurch erfolgt eine Abschalung der Oberflächen, der Stein wird porös und mehlig. Die Steinabträge betragen bis über 40 mm pro Jahr (Quelle: Der Dachdecker-Meister, 1987; ISSN: 0343-382X)</i>

In Geld nicht aufzuwiegen sind auch Schäden an anderen Kulturschätzen der Erde. Taj Mahal in Indien und die Akropolis in Athen hatten ebenso unter der Säureeinwirkung zu leiden wie das kanadische Parlamentsgebäude oder das Kapitol in Washington. Der wohl zur Zeit extremste, weil weitflächigste anthropogene Verwitterungs-, bzw. Zerstörungsprozess wird durch die immense unkontrollierte Luftverschmutzung durch Industrie- und Hüttenabgase in China hervorgerufen, deren Auswirkungen mittel- bis langfristig in ganz Süd- und Ostasien spürbar sein werden.


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Luftverschmutzung durch
Industrierauchgase im Jahr 1942
Foto: Alfred Palmer
US Farm Security Administration

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Kondensierendes Rauchgas
aus einem Heizkraftwerk
Heizkraftwerk München Nord
Foto: Thomas Netsch

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Steinfraß durch jahrzehntelange
Abgase an einer Kirchenfassade aus Kalkstein
in Valencia, Spanien
Foto: Peter Seroka



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Verwitterung und Erosion

Verwitterung der Mineralien


Pseudomorphosen

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Kupfer pseudomorph nach Aragonit
Größe: 1,7 x 1,5 x 1,3 cm
Fundort: Corocoro, Pacajes Provinz
La Paz Department, Bolivien
Copyright: Rob Lavinsky

Pseudomorphosen sind ein Produkt der chemischen Verwitterung von Mineralien.

Als Pseudomorphose (griech. pseudo = falsch, pseudos = Lüge, Schein, morphe = Gestalt) wird das Auftreten eines Minerals in Gestalt eines anderen Minerals bezeichnet. Eine Pseudomorphose liegt immer dann vor, wenn ein Mineral unter Beibehaltung seiner äußeren Form durch ein anderes Mineral ersetzt oder in ein anderes Mineral umgewandelt wird. Dann entstehen Truggestalten bzw. Pseudomorphosen. Die Substanz, die die Form ausfüllt würde für sich in einer ganz anderen Form kristallisieren, sie hat die jetzige Form von der früheren Substanz übernommen.

Der Begriff Pseudomorphose ist ein Überbegriff für:

  • Paramorphosen (Umlagerungs- oder Transformationspseudomorphosen)
  • Entmischung- und Zerfallspseudomorphosen
  • Verdrängungspseudomorphosen (inclusive Auffüllungs-Pseudomorphosen)
  • Perimorphosen (Umhüllungspseudomorphosen, diese Einordnug ist strittig)

Obwohl Entmischungspseudomorphosen und Paramorphosen im Mineralreich recht häufig vorkommen, versteht man unter dem allgemeinen Begriff Pseudomorphose in erster Linie Verdrängungspseudomorphosen (engl. replacement pseudomorphs). Diese entstehen im Raum des Ursprungskristalls durch

  • Abgabe von Stoffen
  • Aufnahme von Stoffen
  • teilweisen oder kompletten Stoffaustausch

Die (vorwiegend) chemischen und physikalischen Bedingungen, die zur Bildung von Pseudomorphosen führen, sind sehr vielfältig. Allgemein sind zeitlich mehr oder weniger ineinandergreifende Auflösungs-, Umwandlungs- und Neukristallisationsvorgänge in wässriger, hydothermaler oder pneumatolytischen Umgebung, manchmal begleitet von Hydration, Oxydation, Reduktion, Carbonatisierung, Silifizierung, Phosphatisierung usw. für die Entstehung von (Verdrängungs-) Pseudomorphosen verantwortlich. Selbst chemisch recht stabile Mineralien, wie etwa Quarz können pseudomorph umgewandelt werden (z.B. Pseudomorphose von Speckstein nach Quarz).


Ocker

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Ockerfelsen beim Dorf Roussilon
Europas bedeutendster Ockerbergbau
Dept. Vaucluse, Provence, Frankreich
Foto: Cordula Genter

Als Ocker bezeichnet man ein lockeres, leicht zerreibbares, erdiges, abfärbendes Mineralgemisch aus Tonerde, (Aluminiumverbindungen als Silikate, Oxide und Hydroxide), und Eisenoxidhydrat (Hydrat von III-wertigem Eisenoxid) bzw. natürlich vorkommende Verwitterungsprodukte von Eisenoxiden, Eisenhydroxiden, Eisensulfaten und Feldspat mit oder ohne Kalkgehalt. Die Farbpalette von Ocker reicht von hellgelb über gelbbraun, orangebraun, braun bis hin zu rotbraun. Je höher der Eisenanteil, desto intensiver die Farbe. Eine für die meisten Ocker typische Färbung wird als ockergelb oder ockerbraun bzw. als Pigment als Goldocker oder Gelber Ocker bezeichnet.

Ocker ist oft ein Verwitterungsprodukt von Dolerit, resp. Mikrogabbro, in älterer Literatur auch als Diabas bezeichnet.

Abgrenzung Ocker zu Rötel

Allgemein werden gelbliche bis gelblichbraune Mischungen aus Ton und wasserhaltigen Eisenoxiden (Eisenoxidhydrate) wie Goethit, resp. Limonit oder Brauneisenstein, als Ocker und rötliche bis tiefrote Mischungen aus Tonerde und wasserfreiem Eisenoxid wie Hämatit als Rötel bezeichnet. Unter der Bezeichnung Ocker sind eine Vielzahl natürlich vorkommender Farbpigmente bekannt, wobei der Begriff von Autor zu Autor unterschiedlich aufgefasst und Rötel nicht selten als roter Ocker bezeichnet wird. Eine genaue Abgrenzung ist oft nur schwer möglich, da es unzählige rote und rötlich-orangefarbene Ocker gibt, welche mit Eisenoxiden in Form von Übergangsphasen vom Eisenoxidhydrat zum wasserfreien Eisenoxid gemengt sind. In der praktischen Anwendung bezeichnet Ocker Pigmente mit hellgelben bis gelbbraunen Farbtönen, Rötel jedoch ausschließlich ein rotes Pigment, welches zumeist in Form von Zeichenstiften zum Skizzieren verwendet und in der Vergangenheit hauptsächlich als Schutzanstrich für Schiffsplanken verwendet wurde. Pigmente aus gebranntem Ocker werden gebrannte Siena oder Umbra genannt.

Geschichte des Ocker

Ocker ist eine seit 35.000 Jahren bekannte Erdfarbe und wurde u.a. in der Höhlenmalerei benutzt. Ausnahmen sind Höhlen wie die von Altamira in Spanien und Lascaux in Frankreich, deren großartige Tierzeichnungen eindeutig mit Rötel erstellt wurden. Im alten Ägypten und bei den Hethitern war Ocker als Schminke bekannt. Auch die prähistorischen indianischen Ureinwohner Brasiliens, wie in Sanatna do Riacho und Lago a Santa in Minas Gerais, waren mit Ocker als Pigment vertraut.

In China, in vielen Ländern Afrikas sowie in Süd- und Südosteuropa werden die Hauswände noch heute mit gelbem, rotem oder braunrotem Ocker bemalt.

In den Zeiten des französischen Empire war Ocker eine volkstümliche Farbe, welche derart beliebt war, dass große Mengen von Ocker in die ehemaligen französischen Kolonien exportiert wurden, da die Ockerfarben mit einem gewissen Heimatgefühl verbunden waren. Nach Beendigung der Kolonisierung wurde Ocker jedoch mit repressiv assoziiert und fand keine Abnehmer mehr. Im kanadischen Neufundland und in Labrador war roter Ocker die Farbe der Wahl, welche besonders bei Gebäuden verwendet wurde, die mit der Kabeljaufischerei verbunden waren. Noch heute stößt man auf Relikte des lokalen Ockerabbaus. Bessere Qualitäten wurden jedoch aus Europa importiert. Der rote Ocker wurde mit Seehundöl oder Kabeljaulebertran gemischt. An den Geruch der daraus entstehenden Farbe können sich viele der älteren Bewohner noch gut erinnern.



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Kaolinbergbau mit dem Monte Kaolino
Lagerstätte Hirschau, Oberpfalz

Verwitterung und Erosion

Verwitterungslagerstätten


Bisherige allgemeingültige Gliederung sedimentärer Lagerstätten

Noch vor wenigen Jahren wurden Lagerstätten (nach H. Schneiderhöhn, 1962; Erzlagerstätten) einfach nach dem Bildungsraum mit den Oberbegriffen magmatisch, sedimentär und metamorph bezeichnet. Die Lagerstätten der sedimentären Abfolge gliederte Schneiderhöhn faziell-genetisch in

A. Verwitterungsbildungen anstehender Gesteine und Lagerstätten

B. Klastische (mechanische) Absatzsedimente

C. Äolisch-atmosphärische Ausscheidungssedimente

D. Festländische Ausscheidungssedimente (Verwitterungsgesteine und Verwitterungslagerstätten)

E. Ausscheidungssedimente in Sümpfen, Binnenseen und Flüssen

F. Organische Sedimente in Sümpfen und Seen

G. Meeresablagerungen (marine Sedimente)

Innerhalb dieser allgemeingültigen Gliederung stellte Schneiderhöhn die Oxidations- und Zementationszone von Erzlagerstätten sowie eluviale Schwermineralseifen zu A., Laterite, Bauxite, Tone und Kaolin zu den Nahausscheidungen nach D. Die Begriffe supergen, Anreicherungslagerstätte, SEDEX, BIF, und Red-Bed Lagerstätten(Infiltrationslagerstätten) waren zu dieser Zeit nicht geläufig, wurden selten oder nicht verwendet.

Uneinheitliche Klassifizierung

International verbindliche Definition, Klassifizierung und Einordnung supergener Lagerstätten sind bisher uneinheitlich und weichen von Autor zu Autor, bzw. abhängig von bestimmten Lehrstühlen ab.

Einige Autoren klassifizieren die BIF (Fe-Anreicherungshorizonte; Hämatit-Goethit-Reicherz) und Mn-Karbonatgestein- (MnO2-Reicherz)-, sowie Tonmineral-Lagerstätten (Kaolinit, Vermiculit etc.) ebenfalls als supergene Lagerstätten. Andere Autoren differenzieren nur zaghaft zwischen sedimentären, Verwitterungs- und supergenen Lagerstätten. Einige von ihnen beziehen SEDEX-, BIF-, Seifen-, Red Bed- und Infiltrationslagerstätten sowie Laterite, Bauxite, Gold- und Diamantseifen und Oolitherze mit ein. Manch andere wiederum verzichten bei der Klassifizierung auf die Tonmineralien Kaolin und Vermiculit.

Supergene Lagerstätten

Der in diesem Artikel vertretene Ansatz unterscheidet zwei supergene Lagerstättentypen. Einerseits nach Typ und Ausgangsmaterial, andererseits nach dem wirtschaftlich wohl wichtigsten Aspekt vieler Erzlagerstätten, dass deren Metallgehalte durch supergene Alteration angereichert sind.

Es gibt Einigkeit darüber, dass diese angereicherten Lagerstätten sedimentär (bzw. sekundär) sind. Inwieweit die anderen der oben angeführten Lagerstättentypen als supergen betrachtet bzw. als supergen klassifiziert werden können, steht hier nicht zur Debatte, da die Meinungen dazu auseinander gehen.

Charakteristika supergener Lagerstätten

  • Nach den genetischen Bildungsprozessen sind die supergenen Lagerstätten sedimentogene Lagerstätten der chemischen Verwitterung
  • Supergene Lagerstätten bilden sich durch Verwitterungsprozesse an oder in der Nähe der Erdoberfläche präexistenter Mineral- oder Gesteinsvorkommen
  • Wesentliche Verwitterungsprozesse, welche zur Mineralumbildung und Neubildung führen, sind die Einwirkung von Atmosphäre und Hydrosphäre (Grundwasser, Regen, etc.)
  • Supergene Erze unterscheiden sich chemisch und mineralogisch vom primären Ausgangsmaterial
  • Abhängig von der Art der Verwitterung und der Zusammensetzung des Ausgangsgesteins werden wertvolle Bestandteile in Residuallagerstätten angereichert

Supergene Anreicherung (Supergene Alteration, Supergene Enrichment)

Bei der supergenen Alteration werden primäre Erze durch Verwitterungslösungen in situ angereichert (Evans, A. M., 1992).

Die wichtigsten Anreicherungsprozesse sind

  • in der Oxidationszone (mit Eisernem Hut) und in der Zementationszone

    • supergene Sulfidanreicherungen (Fe, Cu, u.a.), durch die oxidierende Wirkung des Oberflächenwassers, welches die Sulfide im oberen Teil eines Sulfidkörpers zersetzt (Verwitterungszone). Darunter fallen u.a. auch bestimmte porphyrische Cu-Mo-Au-Lagerstätten
    • supergene nicht-sulfidische Anreicherungen (Zn)
  • in Residuallagerstätten

    • Aus Ophiolithen > supergene Anreicherungen in Lateriten (Ni, Co, Au, PGE, Nb)
    • Aus Al-reichen Silikat- und Kalkgesteinen > supergene Anreicherung von Aluminium in Bauxiten
    • Aus Calcreten > supergene Anreicherungen von U in Calcret-Kanälen (Carnotit, K-U-V)

Residuallagerstätten (Rückstandslagerstätten)

Unter Residuallagerstätten versteht man Ophiolithe(Laterite), Calcrete und Al-reiche Silikat- und Kalkgesteine (Bauxit). Sie bilden sich durch chemische Verwitterung, wobei sich gesteinsbildende Mineralien in Phasen umwandeln, welche an der Erdoberfläche stabil sind. Je nach Löslichkeit (Eh- und pH-Bedingungen) werden Elemente aus der Verwitterungszone entfernt, während andere dadurch angereichert werden.

Überwiegend entstehen Residuallagerstätten in tropischen Klimazonen, wo während der Regen- und Monsunperioden (wechselfeuchte Jahreszeit) eine intensive Laugung der Gesteine stattfindet. In den folgenden trockenen Jahreszeiten werden die Lösungen mit den gelaugten Ionen durch Kapillaraktionen an die Oberfläche transportiert. Dort verdunsten sie und hinterlassen eine Salzschicht, welche in der nächsten Feuchtperiode fortgewaschen wird. Nicht selten werden Na-, K- Ca-, und Mg-Ionen der gesamten Zone bis hinunter zum Grundwasserspiegel gelaugt. Findet die Laugung unter den richtigen Eh- und pH-Bedingungen statt, wird auch Silizium (Kieselsäure) gelöst und vom System entfernt. Das verbleibende Material besteht dann nur noch aus Eisen- und Al-Oxiden, welche durch die Laugung stark angereichert (konzentriert) sind.



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Verwitterung und Erosion

Lineare Erosion



Fluviatile Erosion (Fließgewässer)

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Durch über 600 mya fluviatile Tiefenerosion
des präkambrischen Gesteins entstandener
Mosaic Canyon, Death Valley
Mojave-Wüste, Kalifornien, USA
Foto: USGS

Als fluviatile Erosion bezeichnet man die einschneidende Tätigkeit von fließenden Gewässern. Das Ausmaß der Erosion ist abhängig von der Wassermenge des Fließgewässers, der Wasserturbulenz und mitgeführtem Material, der Geländemorphologie (Gefälle) und von der Gesteinsart im Untergrund.

Der physikalisch und chemisch verwitterte Untergrund (Gestein, Boden) wird weggeschwemmt, was im Laufe von Millionen bis einigen Tausend Jahren zur Bildung von Tälern und/oder Cañons (Schluchten, Gorges) führt. Die damit einhergehende Vertiefung des Flussbettes wird als Tiefenerosion, seine Verbreiterung nach der Seite als Seitenerosion bezeichnet.

Da das Gefälle von Flüssen in Richtung Mündung abnimmt, wird auch ihre Fähigkeit zum Materialtransport immer geringer. Werden anfangs noch Kiesel und Sand mitgeführt, sind es im Mündungsbereich oft nur noch Schwebeteilchen. Alles Material, für das die Transportkraft nicht mehr ausreicht, wird abgelagert (Sedimentation). (s.u. > Schwemmfächer)


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Fluviatile Tiefen- und Seitenerosion
Wadi im Makhtesh Ramon
Wüste Negev, Israel
Foto: Mark A. Wilson

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Durch fluviatile Erosion entstandene Schluchten
in präkambrischen Gesteinen
der Gorges du Ziz nahe Ifri
im südlichen Hohen Atlas, Marokko
Foto: Archiv: Collector

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Fluviatile Erosion durch vertikale Risse
im silurischen Sandstein,
in welche Wasser eindrang
und die Sandsteinkuppeln formte
Lost City (Domes), Kings Canyon
Watarrka National Park, Northern Territory
Australien

Schwemmfächer

Schwemmfächer
Schwemmfächer

Ein breiter Schwemmfächer in der verlorenen Landschaft zwischen den Kunlun- und Altan-Gebirgsketten, welche die südliche Grenze der Wüste Taklamakan in Chinas Provinz Sinkiang bilden.

NASA

Ein Schwemmfächer ist der Akkumulationsbereich (schwemmfächerartige Ablagerung) fluvialer Sedimente an einer Stelle, an der ein Fluss an Gefälle verliert, beispielsweise beim Übertritt vom Gebirge in eine Ebene, bzw. wenn bei ufervollem Abfluss oder Hochwasser der Uferwall eines Gerinnes durchbrochen wird (nach einem Uferwalldurchbruch).

Wegen der Abnahme der Fließgeschwindigkeit und damit der Transportkapazität bildet sich ein dreieckiger oder kegelförmiger Schwemmfächer aus. Flüsse mit aktiven Schwemmfächern besitzen oft mehrere Flussrinnen, da das Wasser den bereits angespülten Ablagerungen ausweichen muss. Zudem wird der Fluss der Ebene immer weiter vom Schwemmfächer verdrängt. Die Art des vom Fluss transportierten Gerölls, die Größe des Flusses und die umgebende Landschaft bestimmen das Aussehen des Fächers.

Je größer die Geröllteile sind, desto auffälliger ist der Schwemmfächer. Die größeren Geröllteile finden sich bei größeren Höhenunterschieden, zum Beispiel in den Alpen. Bei größeren Flüssen bilden sich Schwemmlandebenen, die große Sand- und Lehmakkumulationen aufweisen. Typisch sind Schwemmfächer beispielsweise am Ende von Schluchten oder Wadis.

Im Mündungsbereich von Seen oder Meeren gehen Schwemmfächer in Deltas über. Schwemmfächer sind fruchtbar. Beispiele sind die Mündungsdeltas von Nil oder Ganges. In manchen Talebenen haben sich die Ortschaften gezielt auf den höher gelegenen Schwemmkegeln der Seitenbäche angesiedelt, um der Hochwassergefahr eines Flusses zu entgehen. (Quelle: wikipedia: Der Text ist unter der Lizenz „Creative Commons Attribution/Share Alike“ verfügbar).


Auswaschung und Efforation

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Auswaschung präkambrischer
ca. 1.200 Mio. Jahre alter
Amphibolitblöcke bei Evje
Setesdalen, Aust-Agder, Norwegen
Foto: Gerda Emma Wimmer

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Durch Efforation erodierter Sandstein
Wave Rock, Coyotoe Bitts, Colorado Plateau
Arizona-Utah, USA
Foto: Greg Bulla

Als Auswaschungen bezeichnet man durch fließendes Wasser oder durch Regen verursachte Formen der Erosion, durch welche die Erdoberfläche verändert und nivelliert wird.

Efforation

Efforation ist die Bezeichnung für die Aushöhlung des Gesteins durch unter Druck stehendem, rasch fließendem und allenfalls auch feste Bestandteile führendem Wasser bzw. lineare Erosion unter hohem Wasserdruck.


Strudelloch

Ein Strudelloch ist eine fluviatile Erosionsform. Ortsfeste Strudel (Standwalzen) reiben durch kreisförmige Bewegung von Mahlsteinen (oder Kies, Sand) Löcher mit einem Durchmesser von wenigen Dezimetern bis mehreren hundert Metern in den Gesteinsuntergrund. Nach VOLLRATH spricht man von "Pseudostrudelloch" wenn kein Mahlstein vorhanden war/ist.

Strudelloch "Butterfass" im Granit
Strudelloch "Butterfass" im Granit

ca. 50 cm Durchmesser; Standort: Waldnaab, zwischen Falkenberg und Windischeschenbach in der Oberpfalz, Bayern, Deutschland

berthold
Strudelloch
Strudelloch

Ein Strudelloch in Schiefer;
Presque Isle River, Porcupine Mountain, Michigan, USA

John St John
Strudelloch "Gletschermühle" im Granit
Strudelloch "Gletschermühle" im Granit

ca. 40 cm Durchmesser; Standort: Waldnaab, zwischen Falkenberg und Windischeschenbach in der Oberpfalz, Bayern, Deutschland

berthold
Strudelloch - Abriebstein (Mahlstein)
Strudelloch - Abriebstein (Mahlstein)

Deutlich sichtbarer Abrieb und Strudellochbildung durch einen Mahlstein, welcher durch fließendes Wasser herumgewirbelt wird;
Nonesuch Schiefer, Manido Falls, Michigan, USA

John St John

Makhtesh

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Erosionskrater Makhtesh Katan
Wüste Negev, Israel
ca. 5x7 km groß
Foto: Ester Inbar

Makhtesh (hebräisch: Krater, Mehrzahl: Makhteshim) sind keine Resultate vulkanischer Aktivität oder von Meteoriteneinschlägen, sondern Erosionskrater (engl. erosion cirques), welche durch viele Millionen Jahre dauernde Erosion entstanden sind. Sie sind charakteristisch für die Wüste Negev in Israel und die Sinai-Halbinsel. Auch in Turkmenistan gibt es diese seltene Erosionsform. Makhtesh wurden gebildet, indem weicheres Gestein (Sandstein, Kreide), welches unterhalb einer Decke aus harten Gesteinen (Kalkstein, Dolomit) lag, ausgewaschen und fortgespült wurde, wobei immer wieder auch, mit stetiger Vertiefung, hartes Gestein nach fiel und so letztendlich kraterähnliche Strukturen formte. Die meisten Makhteshim habe auf ihrem Boden nur einen einzigen Abfluss. Der bekannteste Makhtesh ist Ramon in der Wüste Negev.


Canyons und Gorges

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Zion Narrow Canyon
Zion Nationalpark, Utah, USA
Foto: Jon Sullivan

Canyons oder Gorges auf dem Land sind tiefe Schluchten zwischen Felswänden, welche durch lineare Erosion (Flüsse oder Gletscher) entstanden sind und in welchen gewöhnlich ein Fluss fließt. Die Bezeichnung Canyon oder Cañon (von spanisch cañón = Rohr) wird hauptsächlich in den USA und in Lateinamerika benutzt. In französischsprachigen Ländern, in Kanada und in Europa wird meist das französische Wort Gorge (Schlucht) verwendet.

Canyons entstehen u.a. in Carbonatgesteinen (Kalkstein, Dolomit), welche bis zu einem gewissen Maß löslich sind und bilden Höhlensysteme im Gestein. Brechen diese Höhlen zusammen, bleiben Canyons übrig. Die Schluchtwände bestehen oft aus Schichten harter Gesteine, wie Sandstein oder Granit, welche gegen Verwitterung und Erosion resistenter sind als Kalkstein. Canyons finden sich auch viel häufiger in ariden Gebieten als in gemäßigten oder feuchten Klimazonen, weil die Verwitterung einen geringen Effekt hat. Sogenannte Slot Canyons, in England auch defile sind sehr enge Schluchten und Einschnitte. Manche haben nur eine Breite von weniger als einem Meter, sind jedoch bis über 30 m tief.

Submarine Canyons sind steilwandige Schluchten auf dem Meeresboden auf den Festlandsockeln (bzw. in Tiefen bis 200 m auch im Schelf) und nicht selten, jedoch nicht ausschließlich Fortsetzungen großer Flüsse. Man hat in den Festlandsockeln Canyons in Tiefen von über 2 km unterhalb des Meeresspiegels entdeckt. Diese wurden durch kräftige Strömungen sowie vulkanische und seismische Aktivitäten gebildet. Viele submarine Canyons setzen sich als submarine Kanäle fort und können bis mehrere hundert Kilometer lang sein.


Glaziale Erosion (Gletscher)

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Gletscher Birksdalbreen im
Jostedalsbreen Gletscher
Nationalpark, Norwegen


Als Gletschererosion bezeichnet man den Abrieb von Gesteinsoberflächen unter sich bewegenden Gletschern, welcher zu großen Schuttmengen in Form von Moränen führen.

Gletscherschliff oder Detersion bezeichnet die abschleifende Tätigkeit eines Gletschers, der sich über einen Gesteinskörper hinweg bewegt. Durch das Gleiten des sich bewegenden Eises wird der Untergrund erodiert, obwohl das Eis viel weicher als das Gestein ist. Die schleifende bzw. glättende Wirkung entfaltet sich im Anstehenden durch das mitgeführte, bzw. vom Gletscher transportierten Materials (Moränen), im speziellen die Schuttablagerungen, die von Gletschern bei ihrer Bewegung mitbewegt oder aufgehäuft werden.

Exaration ist ein Prozess der Glazialerosion, wobei nichtglazigene Lockergesteine und anstehende Festgesteine im Bereich der Gletscherstirn aufgeschürft und aufgefaltet werden.

Freiliegende Gletscherschliffe sind in jung vergletscherten Räumen weltweit sehr häufig zu finden.

Findlinge, auch Erratische Blöcke oder Erratiker genannt, sind meist einzeln liegende sehr große Felsbrocken, welche durch Gletscher während der Eiszeiten in ihre heutige Lage durch Erosion transportiert und abgelegt wurden.


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Simulation des Gletscherschliffs
Foto: Saxo

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Glaziale Abtragung von Granitfelsen
Nahe Mariehamn, Aland, Schweden
Foto: Mark A. Wilson

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Findling auf dem Waterville Plateau
Douglas County, Washington, USA

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Glaziale Erosion
Der Gletscher durchbricht Granit und Schiefer
Tyndall-Gletscher, Rocky Mountains
National Park, Montana, USA
Foto: USGS

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Gletscherschutt (Talus)
Talus-Gletscherm Glacier National Park
Montana, USA
Foto: USGS

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Abgetragene Gesteinsmassen
unter Bildung einer Gletschermoräne
Gletscher oberhalb Lake Louise
Alberta, Kanada
Foto: Mark A. Wilson



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Geologisches Portrait: Verwitterung und Erosion [ Vorherige: Literatur | Nächste: Physikalische Verwitterung ]

Eingefügter Text von Geologisches Portrait/Verwitterung und Erosion/Flächige Erosion

Verwitterung und Erosion

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Flächige Erosion durch Wind und Insolation
Gesteinszerfall am Zabriskie Point
Mojave-Wüste, Kalifornien, USA
Foto: David Miller, Public Information - USGS

Flächige Erosion


Marine Erosion (Abrasion)

Abtragung durch Meeresbrandung

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Erosion durch Meeresbrandung
Pazifikküste in den USA
Foto: Jon Sullivan

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Marine Erosion durch die Meeresbrandung
Nahe Monterey, Kalifornien
Foto: Jon Sullivan

Als Abrasion bezeichnet man marine oder limnische Erosion durch Abtragung (schleifende und einebnende Wirkung). Die Brandungswellen des Meeres oder die Wellen an den Ufern größerer Seen erodieren das anstehende Gestein sowie bewegte Gerölle (Brandungsgerölle) der Küstenregion. Diese Erosionsform greift das Festland auf breiter Front an und führt zu Brandungshohlkehlen sowie kleineren und größeren Hohlräumen im Gestein, die mit der Zeit einstürzen. Im Küstenverlauf entsteht eine Steilwand, das Kliff, auf Meeresniveau eine immer breiter werdende Fläche, die Abrasionsplatte.


Äolische Erosion

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Äolische Erosion mit beginnender
kreisförmiger Abtragung eines
Gebirgsmassivs
Hoher Atlas, Marokko
Foto: Spirifer Minerals

Wind wirkt vor allem dann erosiv, wenn er viel Material, z.B. Staub oder Sand, mit sich führt (Äolischer Transport), das dann ähnlich einem Sandstrahlgebläse am anstehenden Gestein des Untergrundes nagt (z.B. Pilzfelsen). Dies tritt bevorzugt in ariden Gebieten (Wüste) bei geringer Vegetation und starker physikalischer Verwitterung auf.


Korrasion, Windkanter und Windschliff

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Windkanter
Brunsberg, Lüneburger Heide
Sammlg. und Foto: Gerhard Schöne

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Durch Korrasion enstandene
Felsskulptur eines Kalkfelsens
in der Weißen Wüste
N Oase Farafra, Ägypten
Foto: Christine Schulz

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Verwitterung durch Korrasion
Abgeblasener Windklotz
White Sand National Monument
New Mexico, USA
Foto: J.K.M. McGregor, USGS

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Weitwinkelansicht der durch Windschliff
entstandenen Felsformationen in der
Weißen Wüste, N Oase Farafra, Ägypten
Foto: Michael Richter

Korrasion, auch Windschliff, Windabrasion und Sandschliff sind die Bezeichnungen für die abschleifende Wirkung vom Wind mitgeführter Sandkörner und von Sandkies. Werden Gesteinsoberflächen kontinuierlich mit diesen Sandkörnern beschossen (Sandstrahlgebläse), schmirgeln und schleifen sie so - manchmal schon in wenigen Jahren - große Felsen bis hin zu ganzen Berghängen ab.

Etwa 500 km südwestlich von Kairo in Ägypten liegt eines der beeindruckendsten Landschaftsgebiete dieses Landes: die Weiße Wüste. Die Formationen der weißen Kalksandsteinfelsen (daher auch der Name Weiße Wüste) sind infolge von Korrasion zu den bizarrsten Gebilden ausgeformt worden. Ein kleineres Areal inmitten der weißen Wüste wird daher von den Einheimischen auch treffend Mushroom-Valley (Pilztal) genannt

Windkanter sind Gesteinsfragmente oder Gesteinsbruchstücke mit kielartig angeschliffenen Kanten, welche durch Sand- oder Windschliff entstehen. Die Gesteinsoberfläche wird dabei durch vom Wind mitgeführte Sandkörner abgeschliffen.


Erodierte Überschiebungsdecken

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Schema der Überschiebungsdecke
mit tektonischen Klippen und Fenster
Zeichnung; woudloper

Durch Erosion entstehen tektonische Fenster, d.h. durch Wind und Wasser entstandene Aufschlüsse, bei welchen die Gesteine der nächst tieferen Einheit unterhalb einer Überschiebung sichtbar werden. Als tektonische Klippe wird in der Tektonik der isolierte Rest einer Überschiebungsdecke bezeichnet, der durch Erosion vollständig vom Hauptkörper der Decke abgetrennt und dadurch nicht mehr in physischem Kontakt mit diesem ist. Klippen liegen tektonisch höher (Hangendes) als die Nebengesteine und sind rundum von tektonisch tiefer liegenden Gesteinen des Liegenden umgeben (tw. zitiert: www.files.ethz.ch/structuralgeology/JPB/Files/struk/3Verwerf.pdf).


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Tektonische Klippen
Los Mallos de Aguero, Huesca, Spanien
Foto: Collector

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Tektonische Klippen aus ordovizischem
Arkose-Sandstein, erodiert seit dem Perm
Uluru (Ayers Rock), im Hintergrund
die Kata-Tjula; Northern Territory
Australien

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Tektonische Klippen
Arches National Park, Utah, USA
Foto: Jon Sullivan


Wüsten

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Hammada
im Inneren der Insel Boa Vista
Kapverdische Inseln
Foto: Ingo Wölbern

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Hammada - Kieswüste
Hurghada, Rotes Meer, Ägypten
Foto: P. R. Binter, 2006

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Sandwüste
Dünen in der algerischen Sahara
Foto: CIA World Fact Book

Wüsten sind das Resultat physikalischer Verwitterungsprozesse und äolischer Erosion.

Fels- und Kieswüsten - Hammada

Hammadas (arabisch ‏همادة‎ hammāda, von hāmid, ‏هامد‎, abgestorben, leblos, erstarrt, erloschen) sind Oberflächen, welche mit grobem, blockigem oder kantig-splitterigem Gesteinsmaterial bedeckt sind.

Erodierte Fels- oder Steinwüsten bezeichnet man als Kieswüsten. Dieser Kies kann durch Akkumulation von gröberen Korngrößen durch Ausblasung der feineren Korngrößen oder durch glaziale Erosion durch Ablagerung im Vorfeld von Gletschern entstehen.

Eine weitere Ursache der Bildung von Steinwüsten ist ein physikalischer Effekt, den man auch bei gefriergetrocknetem Kaffee findet, wo sich, wenn man den Behälter lange genug schüttelt, an der Oberfläche immer größere Partikel ansammeln, da die kleineren viel leichter nach unten rutschen, nur dass dieser Vorgang in der Wüste, wo Feuchtigkeit, Wind und die Temperaturunterschiede für die Bewegung der Sandkörner sorgen, bedeutend langsamer abläuft.

Sandwüsten

Sandwüsten entstehen durch Bodenerosion von Stein-, bzw. Kieswüsten. Charakteristisch für die meisten Sandwüsten sind Dünen, welche sowohl stabil, d.h. vergestigt sind oder als Wanderdünen auftreten. Die weltweit größte Sandwüste ist die Rub-al-Chali (das verlorene Viertel) auf der arabischen Halbinsel. Imposante und hohe Sanddünen sind aus der algerischen Sahara und Namibia bekannt.


Bodenerosion

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Bodenerosion durch Landwirtschaft
Bodendevastierung in einem Kornfeld in den USA
Foto: Jack Dypinga - US Dept. of Agriculture

Bodenerosion ist durch Wasser und Wind ausgeführte und durch die Tätigkeit des Menschen verursachte übermäßige Abtragung von Böden, die zu Bodenverarmung (Bodendegradation) bis hin zu Bodenzerstörung (Bodendevastierung) führen kann. Im Gegensatz zum geologischen Verständnis der Erosion bezeichnet die Bodenerosion auch flächenhafte Abtragung.

Die Wirkung der Bodenerosion wird durch menschliche Einflüsse verstärkt. Mögliche Faktoren sind die Waldrodung, die Verringerung der bodenbindenden Vegetationsdecke, wie zum Beispiel durch die Flurbereinigung, die Veränderung der Grundwassergegebenheiten (Umweltschäden durch Industrie und Bergbau) und die Versiegelung des Oberbodens. In Hanglagen kann es in Folge zu Erdrutschen kommen, in Ebenen verringert sich die Dicke der fruchtbaren Humusschicht. Fortschreitende Erosion führt zur Versteppung und Desertifikation.

Enorme Erosionsprobleme gibt es durch die großflächige Rodung tropischer Wälder in Brasilien, Madagaskar und in Kalimantan, sei es Holzwirtschaft oder die Schaffung von Weideflächen für die Rinderzucht. Fehlen die Wälder, kann der Wasserhaushalt regional empfindlich gestört werden. Verglichen mit den Böden intakter tropischer Regenwälder können die wurzelarmen Böden von Rodungsflächen nur wenig Feuchtigkeit speichern, sie trocknen aus und werden bei starken Regenfällen fortgespült. Es kommt zu Erosion durch oberflächlich abfließendes Wasser. Rodungen und Viehwirtschaft an Hanglagen sind heute für die meisten Erdrutsche verantwortlich.


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Erosion durch Bodendegradation
unter Bildung von kalkartiger Caliche
Las Bardenas, Navarra, Spanien
Foto: Collector

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Bodendevastierung durch Bergbau
Relikte einer aufgelassenen Erzgrube
bei Mazarron, Murcia, Spanien
Foto: Collector

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Großflächige Bodenerosion durch
unkontrolliertes Schürfen nach
Edelsteinen in Brasilien
Foto: Guido Steger


Erosion durch Niederschläge

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Erosion durch Regenwasser eines Bodens
aus dem Pliozän mit Bildung
von Gullies
Nahe Oxford, Lafayette County
Mississippi, USA
Foto: E.W. Shaw, USGS

Die abtragende Tätigkeit des Wassers, die durch hang- und talwärtigen Abfluss auf der Bodenoberfläche ausgelöst wird und deren Ursache lang anhaltende, häufige und starke Niederschläge sind, bezeichnet man als Wassererosion. Sie findet durch Oberflächenabfluss oder in fließenden Gewässern statt. Wasserreiche Schneedecken, die schnell abschmelzen, führen zu Schneeerosion. Bei der Regentropfenerosion (splash erosion) fallen Regentropfen auf eine vegetationsfreie Bodenoberfläche, zerschlagen dabei Bodenaggregate, lösen Bodenbestandteile ab und transportieren bis zu mehreren Dezimetern weit. Dabei werden Böden verschlämmt. Je nach Auswirkung der Wassererosion kommt es zu Rillen-, Rinnen-, Furchen-, Graben- oder Gullyerosion. Schichterosion bewirkt einen allmählichen, flächenhaften Abtrag durch das Zusammenwirken von Regentropfenaufprall und Oberflächenabfluss. Rillenerosion erfolgt durch fließendes Wasser in Mikrovertiefungen, die sich bei fortwährender Abspülung zu größeren Rinnen und Furchen ausweiten. Im Extremfall entstehen regelrechte Erosionsschluchten, die so genannten Gullys.


Lavakas

Lavaka
Lavaka

Madagaskar

Frank Vassen
Lavaka
Lavaka

Madagaskar

Ronadh

Lavaka (madegassisch für Loch oder Gully) ist eine Form der Bodenerosion, die besonders in Madagaskar auftritt.

Lavakas sind durchschnittlich 80 m lange, 40 m breite und 15 m tiefe Erosionsschluchten mit einem sehr schmalen Ausflussbereich. Sie bilden sich an steilen, konvexen Hängen durch plötzlichen Austritt von Grundwasser und damit einhergehender Verflüssigung des wassergesättigten Bodens. Im Hochland von Madagaskar wurden bis zu 25 Lavakas pro km² gezählt.

Voraussetzung für die Bildung von Lavakas sind saisonale tropische Starkregen, tiefgründige Verwitterung des Gesteinsuntergrundes (bis 100 m mächtige Saprolithe) und ein schütterer Bewuchs (meist nur Gräser). Weitere Schädigungen der Vegetationsdecke durch Viehtritte oder die Anlage unbefestigter Wege begünstigen die Bildung von Lavakas. Als Auslöser der plötzlichen Grundwasseraustritte werden Erschütterungen durch schwache Erdbeben (Stärke 0,5 - 5,0) diskutiert.
(Quelle: Wikipedia; Lizenz „Creative Commons Attribution/Share Alike“)



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Geologisches Portrait: Verwitterung und Erosion [ Vorherige: Literatur | Nächste: Physikalische Verwitterung ]

Eingefügter Text von Geologisches Portrait/Verwitterung und Erosion/Denudation

Verwitterung und Erosion

Denudation

Denudation (lateinisch denudare = entblößen) beschreibt den Vorgang des flächenhaft wirkenden Materialabtrags an der Festlandsoberfläche. Nach der Verwitterung der Gesteine unterliegen die entstandenen Verwitterungsprodukte weiteren Prozessen. Durch Denudationsprozesse werden die Verwitterungsprodukte bis zur Entblößung des darunter liegenden Gesteins abgetragen, wobei neben der Art des Verwitterungsproduktes, die Art des Transportmittels und die Größe des Böschungswinkels entscheidend für die raum-zeitliche Ausprägung der Denudation sind. Als Transportmittel können Wasser, Eis und Wind dienen, wobei zu berücksichtigen ist, dass Wasser bereits bei geringsten Hangneigungen, Eis und Wind sogar hangaufwärtsgerichtete Transporte bedingen können.

Denudation wird auch als Sammelbegriff für die Gesamtwirkung aller flächenhaften Hangabtragprozesse benutzt, unabhängig von der Art des geomorphologischen Prozesses, der diese Massenbewegung bewirkte

Die Prozesse der Denudation werden nach dem Transportmedium unterschieden:

  • Kein Medium (Sturz, Schwerkraftbedingt)
  • Porenwasser, Eis, Schnee (Fluviale Erosion)
  • Unkonzentriertes Wasser (Wegspülen)
  • anderes Gleitmittel (z.B. Ton im Flysch, Salz)
  • Frostwirkung (Periglazial)
  • Lösungswirkung (Karst)
  • Wind (Äolische Erosion)
  • Gletscher (Glaziale Erosion)

Sturzdenudation und Talus

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Schuttkegel an einem Felshang der Insel
Ifjorden, Svalbard, Norwegen
Foto: Mark A. Wilson

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Blockhalde aus kantigen Obsidianblöcken
Obsidian Dome, Kalifornien
Foto: Mark A. Wilson

Sturzdenudation tritt vor allem an steilen Felswänden auf, wobei gelockerte Partikel (Lockersediment aus meist unsortierten, kantigen Bruchstücken hangabwärts stürzen und durch gravitativen Transport Sturz- bzw. Schutthalden oder Schuttkegel erzeugen. Mit der Zeit bildet der Gesteinsschutt einen stetig wachsenden Schuttkörper am Fuß des Hanges oder der Felswand. Eine andere Bezeichnung für diese Schutthalden oder Schuttkegel ist Talus. Ein Schuttkörper, der überwiegend aus Blockschutt besteht, wird als Blockhalde bezeichnet. In engen Tälern und in Karen mischen sich die Schuttfüße der umliegenden Wände. Eine von Schutt überdeckte Quelle am Fuß einer Felswand, deren Wasser erst am Rande des Talus zu Tage tritt, wird als Schuttquelle bezeichnet.

Bei Bergstürzen, welche durch Erdbeben, Frostsprengung oder Durchfeuchtung entstehen, kommt es zum Abstürzen kompletter Bergflanken.

Versatzdenudation

Durch Wasseraufnahme quellfähiger Tonminerale oder Gefrieren von Bodenwasser dehnt sich der Regolith (Saprolith) aus. Bei Wasserabgabe oder Auftauen des Bodenwassers zieht sich das Bodenmaterial wieder zusammen. Durch die wiederholte Hebung und Senkung der Bodenoberfläche werden die Bodenpartikel hangabwärts versetzt (Rutschhang).

Rutschen oder Gleiten

Der Regolith (Saprolith) bewegt sich, bevorzugt auf wasserundurchlässigen Tonen, als kompakte Einheit auf einer Gleitfläche hangabwärts. Gleitvorgänge auf Steilhängen sind Lawinen, manche Muren und die Entstehung von Plaiken (Abrutschen der Grasnarbe).

Fließungen: Wenn feinerdereiches Material vollständig (und nicht nur oberhalb der Gleitfläche) wassergesättigt ist, kommt es an Hängen zu Fließungen. Bei Muren fließt wassergesättigter Schutt breiartig hangabwärts.

Hangabtragprozesse

Denudation wird auch als Sammelbegriff für die Gesamtwirkung aller flächenhaften Hangabtragprozesse, unabhängig von der Art des geomorphologischen Prozesses, der diese Massenbewegung bewirkte.

Denudationsmeter

Die zur Abtragung einer einen Meter mächtigen Landoberfläche nötige Zeitspanne wird als Denudationsmeter bezeichnet. Der Wert für Mitteleuropa liegt bei durchschnittlich ca. 20.000 Jahren.



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Verwitterung und Erosion

Die schönsten Monumente der Verwitterung


Monument Valley

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The West Mitten Butte
Monument Valley
Foto: Jon Sullivan

Das Monument Valley liegt an der Grenze zwischen Arizona und Utah, westlich der Staatsgrenzen zu Colorado und New Mexico in einer Höhe von fast 1.900 m. In der Zeit zwischen der Oberen Kreide und Unterem Paläozän (90 - 110 Mya) bestand das Gebiet des heutigen Monument Valley ursprünglich aus einem riesigen Tieflandbecken, in welchem kontinuierlich Sedimentschichten der frühen Rocky Mountains abgelagert und zu Kalkstein und Sandstein verfestigt wurden. Die ältesten in der Region aufgeschlossenen Gesteine sind etwa 300 Mya alt. Die charakteristischen Tafelberge bestehen aus etwa 275 Mio. Jahre altem Sandstein.

Vor etwa 70 Mio. Jahren wurde die Oberfläche angehoben, wobei das einstige Becken zu einem 2.100 m hohen Felsplateau wurde. In den letzten 50 Mio. Jahren begann die physikalische Verwitterung durch Wind, Regen und Insolation sowie die Erosion durch Abtragung der abwechselnd harten und weichen Gesteinsschichten, wodurch die eindrucksvollen Tafelberge entstanden.

Manche dieser Tafelberge (Mesas) sind bis zu 300 m hoch. Die spitzen Kuppen werden im Amerikanischen als Butte (Kuppe) bezeichnet. Die bekanntesten Buttes sind The Three Sisters, Camel, Elephant, The Totem Pole, Mitten und Merrick's Butte.


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Spearhead Mesa
Monument Valley
Foto: Jon Sullivan

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The Totem Pole
Monument Valley
Foto: Jon Sullivan

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Charakteristische Buttes
Monument Valley
Foto: Jon Sullivan


Frost- und Tauzyklen im Hochgebirge

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Durch Insolation, Frost, Eis und Wind
verwittertes Gebirgsmassiv
Cerro Marmolero (6.108 m)
Hochanden, Chile
Foto: Collector

Unter dem Frost-Tau-Zyklus (auch Frostwechelszyklus) versteht man Schwankungen der Lufttemperatur durch den Nullpunkt. Gefrorenes Wasser, d.h. Eis, hat ein 9 - 10 % größeres Volumen als Wasser in flüssigem Zustand. Deshalb kann Wasser, wenn es in Bruchstellen oder Spalten einsickert, sogar härteste Gesteine innerhalb der Zyklen von Frost und Tau brechen.

Gesteine, die auf diese Art gesprengt oder zerkleinert wurden, zeigen klare und gerade Brüche. Diese Art der physikalischen Gesteinsverwitterung ist in Gebirgsregionen üblich, in welcher die Temperatur regelmäßig um den Nullpunkt schwankt.

Beginnt im Winter der Boden sowohl von der Oberfläche als auch vom Permafrostspiegel aus zu gefrieren, so kommt es durch das vergrößerte Volumen zu Spannungen. Sedimente und Gesteine werden in alle Richtungen durcheinander geschoben, um den Druck auszugleichen.

Der Rückzug hoch gelegener Permafrostböden und die vermehrten Frost-Tau-Zyklen lösen Gestein und Schutt, sodass sich Steinschläge und Murengänge häufen und intensiver ausfallen können. Das Auftauen von Permafrostböden sowie das Schmelzen von Gletschern in Hochgebirgsregionen sind eine der Hauptursachen für Berg- bzw. Felsstürze, wobei die Stabilität des Gesteins am schwächsten ist, wenn die Temperatur ganz knapp unter Null Grad liegt. Im Inneren ist das Gestein noch gefroren, an der Oberfläche jedoch ist das Eis, das den Permafrostboden normalerweise versiegelt, schon getaut. Wasser dringt in Spalten ein, kann nicht entweichen und baut Druck auf. Die Felswand verliert ihre Stabilität und bricht ab.

Durchmischungsprozesse, wobei Bodenschichten durch ständigem Wechsel von Auftauen und Frieren verformt werden und charakteristische Oberflächenformen Gestalt annehmen, nennt man Kryoturbation. Als Frosthub oder Frosthebung bezeichnet man die Anhebung des Untergrundes senkrecht zur Erdoberfläche durch Volumenzunahme gefrierenden Wassers.


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Physikalische Verwitterung durch
Frost-Tau-Zyklen mit Talus (Schuttkegel)
am Fuß der Felswände
Vajolet-Türme (Torri di Vaiolet)
Trentino, Dolomiten, Italien
Foto: Vincenzo Gianferrari Pini

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Verwitterung durch Frost-Tau-Zyklen im
andinischen Hochgebirge
Deutliche Denudation
Los Colorados, Sierras de Calalastre
Argentinien
Foto: Sebastian Vàzquez Zarzoso

BILD:1269338223

Felssturz, verursacht durch Frost-Tau-Zyklen
an der Ostseite des Eigers
auf den unteren Grindelwaldgletscher
Berner Oberland, Scheizer Alpen

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Felssturz durch Frost-Tau-Zyklus
Weber Sandstone, Moffat County
Colorado, USA
USGS

BILD:1269338020

Bergsturz durch Frost-Tau-Zyklus
Nordwesthang der Maladeta
Pyrenäen, Spanien
Foto: Collector

BILD:1269337906

Frostklüfte im Gebirge, verursacht
durch Frost-Tau-Zyklen
Black Canyon, Gunnison National Park
Colorado, USA
USGS


Natürliche Bögen

Natürliche Brücken oder Bögen sind Gesteinsformationen oder Landformen, welche durch physikalische Verwitterung, insbesondere Windschliff in Sand- oder Kalksteinen, aber auch als Erosionsprozess durch die Küstenbrandung (marine Erosion), bzw. durch Fließgewässer entstehen und welche eine darunter liegende natürliche Passage überspannen. Windschliff (Korrasion) vertieft und erweitert bereits bestehende Hohlräume in Felswänden, ähnlich einem Sandstrahlgebläse. In wechselnd widerständigen Gesteinsschichten entstehen auf diese Weise sogar bizarre Steinskulpturen wie die steinernen Torbögen im Westen der USA. Die ausgeblasenen Gesteinspartikel werden durch den Wind abtransportiert (aeloischer Transport).

Ob nun der Begriff Brücke oder Bogen angewandt wird, bleibt dem Betrachter überlassen, wenngleich die amerikanische Natürliche Bogen- und Brückengesellschaft eine Brücke als einen Untertyp eines Bogens definiert, welcher in erster Linie durch die abtragende Wirkung des Wassers entstand.

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Schematische Darstellung der
Entstehung natürlicher Bögen
durch Windschliff
Fewd. Government Work, USA
Archiv: Collector

Die nebenstehende Grafik erläutert die einzelnen Phasen der Verwitterung

  1. In den Gesteinsschichten entstehen tiefe Risse
  2. Durch Korrasion werden offen liegende Gesteinsschichten abgeschmirgelt und ausgeblasen, dadurch die Risse vergrößert. Es entstehen dünne Sandsteinwände und Klippen
  3. Sowohl Frost als auch Tau tragen dazu bei, dass das poröse Gestein körnig und flockig wird und durch die dünnen Wände schneidet
  4. Dadurch entstehen im Lauf der Zeit Löcher mit immer dünner werdenden Decken, welche sich wiederum durch herab fallendes Gestein und fortschreitende Verwitterung vergrößern und irgendwann Bögen bilden

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Batatakin Navajo National
Monument, Arizona
Foto: Jon Sullivan

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Natürlicher Felsbogen
Bryce Canyon Nationalpark
Utah, USA
Foto: Mark A. Wilson

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Natürlicher Felsbogen
Bryce Canyon Nationalpark
Utah, USA
Foto: Stefan

BILD:1265577734

Die Rainbow Bridge im
Arches National Park,
Navajo State, Utah, USA
Foto: IUGS

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Bogen im Arches National Park
Navajo State, Utah, USA
Foto: Jon Sullivan

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Natürlicher Sandsteinbogen
Wolfberg Arch, Cederberge
Cape, Südafrika
Foto: Marcel Muschalla

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Falaise d'Aval
Étretat, Alabasterküste
Normandie, Frankreich
Foto: bardenoki

BILD:1267103876

Natürlicher Bogen im Kalkstein
Mittelmeerküste bei L'Escala
Girona, Spanien
Foto: Collector

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Arch Timna Park
Negev-Wüste, Israel
Foto: Mark A. Wilson


Blockverwitterung und Wollsäcke

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Der berühmte wollsackartig verwitterte
Goldene Felsen bei Kyaikto, Myanmar
Foto: Ralf André Lettau

Bulls Party

Im namibischen Erongo-Gebirge, etwas nördlich von Karibib, Usakos befindet sich die Ameib Ranch, auf deren Gebiet surrealistische Felsformationen und massive, aufeinander getürmte Blöcke wie Riesenmurmeln liegen. Nicht wenige dieser gewaltigen Granitblöcke sind durch Kernsprengung zerborsten, an einigen kann man die Desquamation der Rinden deutlich studieren. An heißen Tagen können die Felsblöcke so stark erhitzt werden, dass man sie nicht berühren kann. Plötzliche Regenfälle kühlen die Oberflächen stark ab und lösen damit Kontraktionen aus, welche die Blöcke sprengen oder abschuppen.

Karlu Karlu

Karlu Karlu sind große, durch Wollsackverwitterung und durch Erosion entstandene gerundete Gesteinsblöcke. Der Name Karlu Karlu oder Karlwekarle kommt aus der Sprache der australischen Aborigines und bedeutet rundes Objekt. Karlu Karlu sind heilige Stätten der Aborigines. Weit mehr als 1000 dieser Granitkugeln kommen in der Davenport Range ca. 100 km südlich von Tennat Creek im Northern Territory in der australischen Wüste vor. Die lokale australische Bezeichnung für diese Granitwollsäcke ist Devil's Marbles (Teufelsmurmeln).

Weiter spektakuläre Wollsackformationen befinden sich in der Dades-Schlucht im südlichen Hohen Atlas in Marokko, in bestimmten alten Granitgebirgen der Sahara im Tschad, in Algerien und in Mali sowie in den Rocky Mountains.


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Ein riesiger "Bulle" auf der Ameib Ranch
Erongo, Namibia
Foto: Roger Lang

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Verwitterter Granitblock
Ameib-Ranch, Erongo, Namibia
Foto: Thomas Krassmann

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Bulls Party
Ameib Ranch, Eromgo, Namibia
Foto: Roger Lang

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Bulls Party
Ameib Ranch, Erongo
Foto: Archiv Collector

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Durch Kernsprengung zerteilter Wollsack
Ameib Ranch, Erongo, Namibia
Foto: Roger Land

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Karlu Karlu - Wollsackverwitterung
Nahe Tennant Creek
Northern Territory, Australien
Foto: Roll-Stone

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Kugeliger Granitblock
Mahabalipuram, Tamil Nadu, Indien
Archiv: Collector

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Wollsackverwitterung im
Boulder Arches National Park, Utah
Foto: Jon Sullivan

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Wollsackverwitterung in der Schlucht
Quebrada Cerillos, Atacama-Wüste, Chile
Foto: Karl Segerstrom, USGS


Karst

Torcal in Spanien

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Ein lösungsverwittertes Gebirge
Torcal-Massiv, Provinz Malaga, Spanien
Foto: Collector

El Torcal ist ein 1.171 ha großes Naturschutzgebiet im spanischen Andalusien, ca. 14 km entfernt von der Provinzstadt Antequera (Provinz Málaga). Mit seinen außergewöhnlichen Karstformationen gehört der Park Paraje Natural Torcal de Antequera zu den beeindruckendsten Landschaften Spaniens.

Zwischen dem Ende des Mesozoikums und dem Beginn des Tertiär war das heutige Spanien gänzlich vom Thethys-Meer bedeckt, von welchem lediglich das Mittelmeer übrig geblieben ist. Durch die Ablagerung mariner Sedimente bildeten sich Schichten aus Kalkstein und Dolomit. Durch die Kollision der afrikanischen und eurasischen Platte im frühen Paläogen (66 Mya) kam es zur alpidischen Orogenese, wobei im Prozess der Gebirgsbildungen auch Dehnungsklüfte entstanden, welche durch das Eindringen von Wasser erweitert wurden. Durch die für Karstgebiete charakteristische Kohlensäureverwitterung entstand die heutige bizarre Karstlandschaft.

Die Ursachen für die heute sichtbaren horizontalen Gesteinsplatten sind die Korrosion in Abhängigkeit von CO2-Partialdruck und die unterschiedliche Permeabilität der ursprünglich horizontal geschichteten marinen Sedimente, durch welche die Gesteinsschichten unterschiedlich korrodiert wurden.


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Torcal-Massiv, Provinz Malaga, Spanien, Fotos: Collector


Burren in Irland

Burren (Irisch An Bhoireann, steiniger Ort) ist eine einzigartige Karstlandschaft im Nordwesten des County Clare in Irland nahe Ballyvaughan. Das Karstgebiet ist ungefähr 250 km2 groß und findet über die Aran Islands die geologische Fortsetzung des Burren in der Bucht von Galway.

Die Oberfläche des Burren-Kalksteins wurde durch Wasser gebildet, das sich nach stärkeren Regenfällen in sogenannten Turloughs sammelt. Charakteristisch sind knietiefe Karren, welche in rechteckige Felder gegliedert sind. Horizontal sind die die Platten durch Klüftung (Clints) voneinander getrennt. Die losen Kalksteinplatten haben Stärken zwischen 15 und 25 cm und wurden beim Bau der vielfach anzutreffenden Dolmen verwendet. Die Einzigartigkeit der Karstkarren besteht darin, dass hier Verkarstung auf einer natürlich denudierten Oberfläche in kühlgemäßigt-humidem Klima stattfindet. Ursächlich geht dies auf Vergletscherung während des Pleistozäns zurück, die das anstehende Kalkgestein aus dem Karbon großflächig freigelegt hat. Im Holozän konnte sich aufgrund des Klimas nur an wenigen Stellen eine Bodenbedeckung entwickeln. Außerdem wird diskutiert, ob in einem gewissen Ausmaß frühgeschichtliche Überweidung und nicht angepasster Ackerbau ebenfalls für die Erosion der nachpleistozänen Bodendecke, soweit sie sich an einigen geschützten Stellen entwickelt hat, verantwortlich waren. Das humide ozeanische Klima in Verbindung mit der fehlenden Wasserspeicherung wegen nicht vorhandener Böden fördert die rasche Vergrößerung der Karststrukturen, weshalb sie im Burren besonders großmaßstäblich ausgebildet sind. Begünstigt wird dies noch durch ein Kluftsystem mit variszischem Streichen, das das Grundmuster des Karrenverlaufs vorgibt. Der Eroberer Oliver Cromwell charakterisierte den Burren treffend: "Kein Baum, an dem man einen Mann aufhängen, kein Tümpel, worin man ihn ersäufen, keine Erde, in der man ihn verscharren könnte."

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The Burren, Irland
Foto: Jon Sullivan

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Charakteristische Karren im
Poulnabrone Kalkstein
The Burren, Irland
Foto: Vincent Roux

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Flache Clints
The Burren, Irland
Foto: Ben Roudiak-Gould


Tropischer Kegelkarst in Phang Nga, Ha Long und Guilin in Südostasien

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Felsinsel Kho Tapu
Bucht von Phang Nga, Thailand
Foto: Brownie

Karstlandschaften gibt es in vielen Ländern der Erde. Spezifische Formen wie der Kegelkarst hingegen, bei dem kegel- oder turmartige Einzelberge in Ebenen aufragen, sind auf tropische Gebiete beschränkt.

Dieser tropische Kegelkarst stellt eine Sonderform der Verkarstung dar, da er ein in den immerfeuchten und wechselfeuchten Tropen klimaspezifisches Ergebnis ist und nicht auf andere Klimazonen übertragen werden kann, wobei der chemische Prozess der Lösungsverwitterung in den Tropen anders, bzw. energischer und intensiver als in gemäßigten Breiten verläuft. Der tropische Kegelkarst bildet sich besonders dort aus, wo massige Kalkschichten von ziemlich reiner Konsistenz vorliegen.

Vor allem im südostasiatischen Raum, in Mittelamerika, Puerto Rico und Kuba ist der tropische Kegelkarst verbreitet. Am bekanntesten dürften wohl die Karsttürme in Guangxi in Südchina, die Bucht von Phang Nga in Thailand sowie die bizarren Kegel in der Ha Long Bucht in Nordviertnam sein. Bemerkenswert ist auch die Karstlandschaft bei Pinar del Rio im westlichen Kuba mit ihren zahlreichen Höhlen.


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Eine der charakteristischen
Kegelkarst-Insellandschaften in Südostasien
Bucht von Phang Nga, Thailand
Foto: Collector

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Kegelkarstberg Khao Ok Thalu
Provinz Phattalung, Thailand
Foto: Archiv: Collector

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Fortschreitende Verwittertung an einem
Kegelkarstfelsen
Bucht von Phang Nga, Thailand

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Eine traumhafte, aus hunderten Felsen
bestehende Karstlandschaft
Ha Long Bucht, Nordvietnam
Foto: Thierry Borie

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Verwitterte Kegelkarstfelsen in
der Ha Long Bucht, Vietnam
Foto: Nguyen Thanh Quang
Archiv: Collector

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Kegelkarstfelsen in der
Ha Long Bucht, Vietnam
Foto: Christophe Meneboeuf
Archiv: Collector

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Eine der schönsten Karstlandschaften der Erde
Der Fluss Li Jiang
Guilin, Guangxi, China
Foto: Miguel Monjas, 2005
Archiv: Collector

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Kegelkarst am Fluss Li-Jiang
Guilin, Guangxi, China
Foto: W.H. Monroe, 1983, USGS

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Karstlandschaft am Fluss Li-Jiang
Guilin, Guanggxi, China
Foto: Katie Crutchley


Die Chocolate Hills von Bohol - Karsttopologie im Pazifik

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Chocolate Hills, Bohol
Visaya, Philippinen
Foto: Ramir Borja

Bohol ist eine Inselprovinz der Philippinen mit der Hauptstadt Tagbilaran. Sie ist die zehntgrößte Insel des Archipels und befindet sich im Zentrum der Visayas. Die wohl größte Sehenswürdigkeit der Insel sind die 1268 kegelförmigen Chocolate Hills (Schokoladenhügel), d.h. Karsthügel, welche zwischen 40 und 120 m hoch sind. Der Name bezieht sich auf den Bewuchs dieser Hügel mit Alang-Alang-Gras, welches in der Trockenzeit verdörrt und dadurch die Hügel braun werden lässt.

Die Art der Entstehung dieser Kalksteinformationen ist nicht eindeutig bewiesen, die Meinungen der Geologen klaffen auseinander, wenngleich es eine allgemeine Übereinstimmung gibt, dass es sich bei den Hügeln um verwitterte Korallenriffe aus Kalkstein handelt, die auf einer undurchlässigen Schicht aus Ton lagern und welche über Tausende von Jahren durch Erosion durch sowohl Wasser als auch Wind geformt wurden. Die sich über einige Quadratkilometer erstreckenden Hügel befinden sich auf einem Gebiet, welches sich vor einigen Millionen Jahren in einem Flachwasserbereich befand, in welchem Korallen entstanden.

Nach Absinken des Meeresspiegels, diversen Hebungen und Senkungen des Bodens, bedingt durch Subduktion und sekundäre vulkanische Ereignisse gelangte das Material an die Oberfläche, der Kalkstein verwitterte chemisch und auf diese Weise entstanden die charakteristischen Hügel. Allgemein wird angenommen, dass es bei den Chocolate Hills um tropischen Kegelkarst handelt.

Die Karsttheorie spricht allgemein davon, dass durch "Veränderungen der Meeresspiegel angehoben wurde und sich zusammen mit terrestrischer Erosion unter Einwirkung der Luft aus einem biogenen Riffgebiet hügelige Landschaftsformationen gebildet werden, die oftmals mit Senkgruben und kleinen Höhlen durchsetzt sind." Die Chocolate Hills wären demnach ein schlagkräftiges Beispiel für eine derartige Karsttopologie.

Nach einer anderen Theorie lag Bohol vor Millionen von Jahren unterhalb der Meeresoberfläche. Durch austretendes Material kleiner unterseeischer vulkanischer Eruptionen entstanden Unebenheiten auf dem Meeresboden. Die erstarrten Formationen wurden geologisch gehoben, dann nach und nach durch die Strömungen des Wassers abgerundet und zu den heutigen Hügeln geformt. Eine weitere Theorie geht davon aus, dass ein vor Urzeiten aktiver Vulkan bei seinem Ausbruch riesige Steinblöcke ausspie, die dann mit Kalkstein überdeckt wurden und sich später aus dem Ozeanbett erhoben haben.


Pancakes von Punakaiki in Neuseeland

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Pancake Rocks im Paparoa-Nationalpark
Foto: Alan Liefting

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Pancake Rocks; Rundweg im Nationalpark
Foto: Ingolfsson

Die Pancake Rocks sind eine Karst-Kalksteinformation im Paparoa-Nationalpark auf der Südinsel Neuseelands etwa 40 Kilometer nördlich von Greymouth. Die Felsen sehen aus wie übereinander geschichtete Pfannkuchen, wodurch sie zu ihrem Namen kamen.

Diese Karstformationen entstanden zwischen Miozän und Paläozän (vor ca. 30 Mya) als übereinander geschichtete Ablagerungen von Kalksedimenten und Tonmineralien, welche unterschiedlich rasch verwitterten, seit sie durch eine Landhebung an die Oberfläche gehoben wurden und Wellen, Wind und Niederschlägen ausgesetzt waren. Das eingehende Wasser der Brandung presst sich in Vertiefungen und Ausspülungen. Zurückfließendes Wasser und die durchströmende Luft werden durch enge Löcher und Röhren (Blowholes) im Felsen gedrückt und explodieren unter starkem Zischen.


Die Tsingy von Madagaskar

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Vereinzelte Pflanzen in den Tsingy de Bemaraha
Naturpark Tsingy de Bemaraha, Madagaskar
Foto: Andrzej Urbaniec

Eine der geologischen Besonderheiten der Insel Madagaskar bilden die sogenannten Tsingy: bizarre, auf den ersten Blick lebensfeindliche Karstlandschaften, die aber aufgrund der Unzugänglichkeit auch ein Rückzugsgebiet für manche angepasste Spezies sind. Der Name Tsingy bedeutet im Madagassischen soviel wie auf den Zehenspitzen gehen oder wo man nicht barfuß laufen kann, eine treffende Bezeichnung für die zum Teil messerscharfen Gesteinsformationen, die nach oben hin bleistiftdünn und bis zu 20 Meter hoch sein können.

Die Tsingy sind zumeist vegetationslos. Nur in kleinen Vegetationstaschen wachsen bizarre, kleinwüchsige Euphorbien und Sukkulenten, die grauen Steinen täuschend ähnlich sind. Unter den Tsingy existieren von Wasser ausgewaschene kirchgroße Höhlen und kilometerlange Gänge, unterirdische Seen und Flussläufe, die oft von blinden Fischen bewohnt werden. Neben Karstgebieten findet man die typischen scharfkantigen Strukturen auch in der bis zu 20 m mächtigen Madagaskar bedeckenden lateritischen Erdschicht. In Millionen von Jahren hat ein kombinierter Prozess aus Verwitterung und Erosion diese bizarren Formationen gebildet.

Am bekanntesten und beeindruckendsten sind die Tsingy de Bemaraha im Westen der Insel und die Tsingy von Ankarana im Norden, beides ausgedehnte Karstgebiete. Ebenfalls im Norden, etwas 10 km südlich der Stadt Antsiranana, trifft man auf die Roten Tsingy, die aus der laterischen Erdschicht ausgewaschen wurden.


Tsingy de Bemaraha, der steinerne Wald von Madagaskar

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Tsingy de Bemaraha
Naturpark Tsingy de Bemaraha, Madagaskar
Foto: Andrzej Urbaniec

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Tsingy de Bemaraha
Naturpark Tsingy de Bemaraha, Madagaskar
Foto: Andrzej Urbaniec

Die Tsingy von Bemaraha im Westen von Madagaskar, 150 km nördlich der Stadt Morondava vornehmlich am Nordufer des Flusses Manambolo gelegen, sind ein großes, bizarres Karstgebiet mit einer Ausdehnung von ca. 1500 km2. Sie liegen im Naturpark Réserve naturelle intégrale Tsingy de Bemaraha in der Provinz Mahajanga und gehören seit 1990 zum UNESCO-Weltnaturerbe. Die Tsingy bestehen aus flachem, hügelartigem Karst an der Oberfläche eines etwa 300 - 500 m dicken und vor rund 200 Mio. Jahren im Jura gebildeten Kalksteins.

Bei den Tsingy de Bemaraha unterscheidet man zwischen den Kleinen Tsingy, die sich in der direkten Nachbarschaft des Flusses Manambolo befinden und den Großen Tsingy, die etwa 8 km weiter nördlich gelegen sind. Die Klüfte (grikes) der Kleinen Tsingy besitzen bei einer Breite von gewöhnlich 1-3 m eine Tiefe von 5-20 m. Vereinzelt kann die Breite auch bis zu 5 oder sogar 8 m betragen. Bei den Großen Tsingy findet man Tiefen von 80-120 m, die Breite reicht von wenigen Metern bis in den zweistelligen Bereich.

Riesigen Klüfte, die aus dem Einsturz von unterirdischen Höhlen entlang Rissen resultieren bilden die Hauptformationen der Tsingy de Bemaraha. Verschiedene Karrenstrukturen bedecken die Oberflächen des verbliebenen Gesteins. Die Höhlen bildeten sich durch Lösung des Kalkgesteins durch Grundwasser, wobei der Fluss Manambolo die Basis des Karstes war und aktuell noch ist. Dabei ist davon auszugehen, dass während der Entwicklungsgeschichte der Tsingy der Grundwasserspiegel weit höher lag als dies heute der Fall ist. In dieser Region auftretender heftiger Monsunregen führte zur Bildung der markanten Oberflächenstrukturen, wie auch zur Vergrößerung bzw. Erweiterung der durch den Einsturz der darunter liegenden Höhlen entstandenen Einsturztrichter. Bemerkenswert ist die Ausrichtung der Klüfte an den beiden senkrecht zueinander stehenden Achsen NNE-SSW und WNW-ESE.


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Tsingy de Bemaraha, Naturpark Tsingy de Bemaraha, Madagaskar, Foto: Andrzej Urbaniec

Die Tsingy de Ankarana

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Tsingy
National Park Ankarana, Madagaskar
Foto: Dylan Lossie

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Tsingy von Ankarana
National Park Ankarana, Madagaskar
Foto: Dylan Lossie

Im Nordwesten der Insel Madagaskar, etwa 70 km südlich der Stadt Antsiranana (Diego Suarez), verteilen sich auf einem Gesamtgebiet von ca. 200 km2 die Tsingy de Ankarana in kleineren und größeren Formationen. Im Gegensatz zu den Tsingy de Bemaraha basiert die Entstehung der Tsingy de Ankarana nicht auf dem Zusammenbruch durch Grundwasser geschaffener unterirdischer Höhlen, sondern alleine auf der Wirkung des Oberflächenwassers. Während der Monsunzeit werden Niederschläge von 105 mm in der Stunde und 350 mm täglich beobachtet. Die jährliche Niederschlagsmenge liegt im Gebiet der Tsingy de Ankarana bei 2000 mm, im Bereich der Tsingy de Bemaraha sind es zwischen 1000 und 1500 mm.

Die Tsingy de Ankarana bestehen aus mächtigen Klüften (grikes), die sich entlang von Rissen entwickelt haben und kleineren Karrenformen auf den Oberflächen zwischen den Klüften. Die Klüfte entstanden durch die Erweiterung der Risse durch eindringendes Regenwasser. Die Karrenformen durch die direkte Einwirkung des heftigen Monsunregens. Lagen die Risse senkrecht zueinander, so entwickelten sich Felstürme, die mit Karren überzogen sind.

Auch bei den Tsingy de Ankarana unterscheidet man die Kleinen und die Großen Tsingy. Diese beiden Erscheinungsformen treten ca. 20 km voneinander entfernt auf. Die Kleinen Tsingy liegen auf den Hängen und dem Rücken von Hügelketten, die sich zwischen einem Tal und der Doline Bat Cave befinden. Kleine Flecken von wenigen Metern Größe sind dort zu finden, wo die oberste Bodenschicht nicht vorhanden ist. Sie reichen bis in 295 m ü. NN, die Großen Tsingy bis auf 318 m.


Die Roten Tsingy von Irodo

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Rote Tsingy von Irodo
Südlich von Antsiranana (Diego Suarez), Madagaskar
Foto: Dylan Lossie

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Rote Tsingy von Irodo
Südlich von Antsiranana (Diego Suarez), Madagaskar
Foto: Udo Wildemann

Nicht weit vom Naturpark Reserve of Analamera entfernt, befinden sich etwa 10 km südlich von Antsiranana (Diego Suarez) die Roten Tsingy. Diese sind nicht wie die Tsingy von Bemaraha oder Ankarana Karstformationen, sondern als Ergebnis der Erosion durch Monsunregen und starkem Wind, der wie ein "Sandstrahlgebläse" wirkt, aus der rötlichen lateritischen Erdschicht geschaffen worden.




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Geologisches Portrait: Verwitterung und Erosion [ Vorherige: Literatur | Nächste: Physikalische Verwitterung ]

Eingefügter Text von Geologisches Portrait/Verwitterung und Erosion/Die schönsten Monumente der Erosion

Verwitterung und Erosion

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Eine der weltweit schönsten Erosionslandschaften in der Gedrosischen Wüste von Baluchestan (Sistan-va-Baluchestan)
Südwestiran
Archiv: Collector

Die schönsten Monumente der Erosion


Canyons und Schluchten

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Ein sehr schönes Beispiel fluviatiler Erosion
ist die durch den Fluss Chary entstandene
Charya-Schlucht, das sogen. Tal der Burgen
200 km östlich von Almaty, Kasachstan
Foto: Jopas Satkauskas

Das Wort Canyon wurde aus dem spanischen Wort canoa für Röhre oder Rinne abgeleitet. Ein Canyon ist eine tief eingeschnittene Schlucht in Tafelländern, welche fluviatil, d.h., durch fließende Gewässer entstanden ist. Zu den weltweit spektakulärsten Canyons gehören die Schluchten des Colorado River in Arizona und Utah, die des Virgin River in Utah im amerikanischen Westen und der Fish River Canyon in Namibia. Die durch die Erosion freigelegten Gesteinsschichten des bis zu 2.000 m tiefen Grand Canyon sowie die Canyons des Zion Nationalparks sind Zeugnisse der Erdgeschichte. Nicht ganz so gewaltig, doch in ihrer Schönheit ebenbürtig sind die grandiosen Schluchten auf der Sinai-Halbinsel, in der Wüste Negev in Israel, die über 800 km lange und teilweise über 1.000 m tiefe Schlucht des Indus im pakistanischen Karakorum sowie die unzähligen, weniger bekannten Schluchten in Vorderasien und in Südosteuropa. Auch die marokkanischen Gorges des Dades und Todra und die Gorges der Pyrenäen und des Zentralmassivs gehören zu den sehenswerten Canyons dieser Welt.


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Grand Canyon
Foto: Jon Sullivan

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Grand Canyon
Foto: Jon Sullivan

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Grand Canyon
Foto: USGS NPS

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The Narrows, Schlucht im Zion
Nationalpark, Utah
Foto: Christian Schirmer

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Canyon im Zion National Park
Virgin River, Utah
Foto: Jon Sullivan

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The Narrows
Zion Nationalpark, Utah
Foto: Jon Sullivan

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Einstieg zum Lower Antelope Canyon
Utah, USA
Foto: Stefan

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Upper Antilope Canyon (Rattlesnake Canyon)
Utah, USA
Foto: Stefan

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Lower Antelope Canyon
Utah, USA
Foto: Stefan

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Fish River Canyon
Namibia

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Die bis zu 80 m tiefe Partnachklamm bei
Garmisch-Partenkirchen, Bayern
Foto: US Library of Congress, um 1900

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Schlucht des Darage-Flusses
Jüdische Wüste, Israel
Foto: Ester Inbar


Mallos

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Mallos de Riglos
Foto:Collector

Los Mallos de Riglos - Gigantische Klippen in den Vorpyrenäen

In der Region Aragon, in den Vorgebirgen der spanischen Pyrenäen, finden sich eindrucksvolle charakteristische geologische Formationen, welche als Mallos bezeichnet werden. Etymologisch ist Mallo wahrscheinlich vom lateinischen Malleus, d.h. Hammer oder Schlegel, abgeleitet und bezieht sich auf die Gestalt der eindrucksvollen Gebilde.

Mallos sind bis zu 300 m hohe rote tektonische Klippen. Petrographisch sind dies grobe Konglomerate aus meist bis zu faustgroßen Geröllen aus Kies, Sand und Lehm, welche mit kalkartigem Material zementiert wurden. Sie entstanden als detritische Sedimente, welche von den Nebenflüssen auf ihrem Weg von den Pyrenäen zur zentralen Ebro-Senke während des gesamten Miozäns abgelagert wurden. Ihre heutige Gestalt, markant durch die abgerundeten Oberflächen, ist Folge von Verwitterungs- und Erosionsprozessen durch Wasser, Eis, Wind und Insolation.

Die bekanntesten und spektakulärsten Mallos befinden sich am Ortsrand der Gemeinde Las Peñas de Riglos, ca. 45 km nordöstlich der Provinzhauptstadt Huesca. Besonders bekannt sind diese Klippen mit ihren riesigen und fast glatten, bis 300 m hohen Wänden bei Freikletterern, welche man das ganz Jahr über an den Felswänden antrifft. Jeder der dreizehn großen Mallos hat einen eigenen Namen, der sich auf seine Form bezieht. Der höchste ist der Pisón. Unter den Gipfeln der Mallos, welche auf Höhen bis zu 900 m ü. NN. liegen, sind Königsadler, Gänse-, Bart- und Aasgeier mit ihrem unübersehbaren weißen Gefieder zuhause. In der nächsten Nachbarschaft von Riglos, am Ortsrand des Dorfes Agüero am Barranco de Rabosera gibt es eine ähnliche Zone mit etwa 30 Mallos, nicht alle sind ganz so hoch wie die Klippen von Riglos, doch unbedingt sehenswerte Zeugnisse der Geologie der Pyrenäen.


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Mallos de Aguero
Foto: Collector

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Mallos de Riglos
Foto: Collector

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Mallos de Riglos
Foto: Collector


Erdpyramiden

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Bildung von Erdpyramiden durch
kontinuierliche Auswaschung und Abtragung
Desmoiselles de Castelet
Ax-les-Thermes, Ariège, Frankreich
Foto: Eugene Trutat

Als Erdpyramiden oder auch Erdpfeiler, manchmal auch als Erdorgeln werden spitze, kegel- oder turmförmige erodierte sedimentäre Erd-, Lehm- oder Gesteinsschichten bezeichnet, welche oft, jedoch nicht immer, durch aufliegende Gesteinsblöcke vor der kompletten Abtragung geschützt sind. Die Bildung der Erdpyramiden erfolgt in den meisten Fällen durch Wasser, d.h. Regen, wobei Hänge abrutschen und Steilkanten gebildet werden. Im Laufe der Abtragung entstehen Furchen in den Hängen. In regenfreien Phasen härten die Erd- oder Lehmschichten aus, wobei sich langsam pyramidenförmige Säulen bilden können. Sind Decksteine vorhanden, erstreckt sich die Abtragung auf lange Zeit, da die Pyramiden wie von einem Schirm oder Hut geschützt sind. Sind keine Decksteine vorhanden, verläuft der Erosionsprozess rasch, bis die Erdpyramide vollständig verschwindet, sich jedoch an deren Stelle oft neue Kegel bilden.


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Erdpyramiden
Renon-Ritten, Südtirol, Italien
Foto: Julian Mendez

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Erdpyramiden
Perca, Pustertal, Südtirol, Italien
Foto: Hg

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Erdpyramiden - "Les Orgues" (Orgeln)
Lehm-Geröllpyramiden bis zu 12 m Höhe
tw. Hoodoos mit Deckstein
Amphitheater Ille-sur-Tet
Roussilon, Südfrankreich
Foto: Collector


Las Bardenas Reales

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Tafelige Ton-Lehmberge und Denudation
prägen den Charakter der Bardenas Reales
Foto: Collector

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Durch fluviatile Erosion tief
eingeschnittene Barrancos
Bardenas Reales, Navarra
Foto: Collector

Das wüstenartige, ca. 415 km2 große Biosphärenreservat Bardenas Reales liegt nordwestlich von Tudela in der Provinz Navarra in Spanien. Die teilweise mondartige Erosionslandschaft aus ockerfarbenem Lehm mit Erdpyramiden, Trockenflüssen (barrancos) und zu Caliche erstarrten Böden ist einmalig in Europa. Die Bardenas Reales liegen im nördlichen Abschnitt der Ebro-Senke und wurde durch Sedimentation zwischen Eozän und Pleistozän (2-38 Mya) fluviatil oder lakustrin gebildet. Ursache dieser Sedimentation war die alpine Orogenese seit dem Tertiär, wobei die Pyrenäen und die Iberische Kordillere angehoben wurden. Zwischen beiden entstand dabei die Ebro-Senke, in welche die Materialien der Erosion beider Gebirgssyteme abgelagert wurden. Die dominanten Sedimente bilden Tafelberge und Terassen aus schluffig-sandigen Tonen (Letten) mit Beimengungen von Kalk, Lehm (einem Gemisch aus Sand, Schluff und Ton), Gips und Salzen.

Im Laufe der Erosionsgeschichte wurden diese Sedimente fluviatil, teilweise auch glazial abgetragen, wobei sich bis zu 25 m tiefe Trockenflüsse, bzw. Erdschluchten bildeten. Die tafeligen, zwischen 20 bis 120 m hohen Sedimentschichten sind zum Teil wie ein Blätterteig geschichtet und unterliegen einem raschen Erosionsprozess. Die heute noch sichtbaren, jedoch durch fortschreitende Abtragung immer weniger werdenden Erdpyramiden ähnlich der amerikanischen Hoodoos und bilden markante Landschaftsmerkmale. Die Böden sind stellenweise sehr stark zu kalksteinartiger Caliche verkrustet. Durch den hohen Gehalt an Salzen und Gips, sowie dem wüstenartigen Klima, welches die Evaporation des Grundwassers begünstigt, finden sich auch häufig saline Phasen in den Böden der Bardenas Reales.


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Tiefenerosion
Bardenas Reales, Navarra
Foto: Archiv: Collector

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Erdpyramide
Bardenas Reales, Navarra
Foto: Collector

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Erdpyramide
Bardenas Reales, Navarra
Foto: Archiv: Collector

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Beginnende Abtragung, Vorstufe der
Bildung von Erdpyramiden
Bardenas Reales, Navarra
Foto: Collector

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Sedimentschichten einer Erdpyramide
und Talus aus lehmigem Schutt
Bardenas Reales, Navarra
Foto: Collector

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Erosionsmessgerät
Bardenas Reales, Navarra
Foto: Archiv: Collector


Erosion im Colorado-Plateau

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Das Colorado-Plateau mit dem
Colorado River, Arizona-Utah
Foto: National Park Service

Das Colorado-Plateau ist eine Region westlich der Rocky Mountains im Südwesten der Vereinigten Staaten, die aus mehreren Hochebenen besteht. Das Gebiet erstreckt sich über den Südwesten Utahs, das nördliche Arizona und über Teile von New Mexico und Colorado. Es wird vom Colorado River und seinen Nebenflüssen entwässert und trägt daher seinen Namen.

Das Gestein des Colorado-Plateaus ist in Schichten aufgebaut. Die ältesten Schichten treten in der Inneren Schlucht des Grand Canyon zu Tage, etwa 730 m ü. NN. Sie sind präkambrisch (825 bis 1840 Mya). In dieser Zeit entstand im Bereich des heutigen Colorado-Plateaus ein Becken, das sich mit Erosionsablagerungen zu füllen begann. Später füllte sich das Becken mit Wasser und es entstand ein Meer. Im Laufe der Zeit erhob sich das Becken um gut 1000 m zum heutigen Plateau, während gleichzeitig der Colorado River, der Green River und andere Flüsse Canyons in den Fels trieben. Aufgrund der Gesteinshärten in unterschiedlichen Schichten schritt die Erosion unterschiedlich voran. Es entstanden an manchen Orten ungewöhnliche Formationen, beispielsweise die Hoodoos im Bryce Canyon oder die Steinbögen im Arches Nationalpark.

Die geologische Erdgeschichte kann an der Grand Staircase (Große Treppe) studiert werden. Auf der höchsten Stufe der Grand Staircase, am Rand des Bryce Canyon und auf über 3.000 m ü. NN, befinden sich die jüngsten Felsen, die durch Gebirgsbildung gehoben und durch Erosion abgetragen wurde.


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Grand Staircase
Bild: National Park Service NPS

Die bekanntesten Erosions-Monumente im Bereich des Colorado-Plateaus

  • Arches National Monument
  • Bryce Canyon National Moument
  • Colorado National Monument
  • Canyon De Chelly National Monument
  • Cedar Breaks National Monument
  • El Malpais National Monument
  • El Morro National Monument
  • Goblin Valley
  • Grand Staircase-Escalante National Monument
  • Hovenweep National Monument
  • Natural Bridges National Monument
  • Navajo National Monument
  • Rainbow Bridge National Monument
  • Sunset Crater Volcano National Monument
  • Wah Weap Creek
  • Walnut Canyon National Monument
  • Wupatki National Monument
  • Zion National Monument (angrenzend)

Kobolde, Unglücksbringer und Knollenblätterpilze im Wilden Westen der USA

Hoodoos

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Hoodoos
Bryce Canyon, Utah, USA
Foto: Jon Sullivan

Als Hoodoos (Unglücksbringer) werden Gesteinssäulen aus Kalkstein im Westen der USA bezeichnet, die durch Erosionsprozesse geformt wurden. Ähnliche Formationen gibt es unter den Namen Goblins (Kobolde) und Toad Stools (Knollenblätterpilze). Alle diese Formationen entstanden innerhalb der letzten 40 bis 60 Mio. Jahre durch Erosion, vor allem auf den Hochplateaus des Colorado-Plateaus und der Northern Great Plains. Einige der bekanntesten Hoodoos stehen im Bryce Canyon Nationalpark.

Generell sind Hoodoos hohe, schmale Felsnadeln, die vor allem in ariden und semiariden Klimaten vorkommen. Sie können Höhen von 1,5 bis 45 m erreichen. Anders als andere Felsnadeln besitzen Hoodoos ein windgeformtes Profil, welches durch unterschiedliche Dicken in verschiedenen Höhen zustande kommt. Dadurch bekommen sie die Form eines Totempfahles. Die Grundlage für dieses Aussehen sind die unterschiedlich harten Sedimentschichten, die den Hoodoos durch eingelagerte Minerale außerdem verschiedene Färbungen verleihen. Wichtig sind weiterhin harte Gesteinsschichten im oberen Teil, dem Hut, der in der Regel ein anderes, härteres Gestein ist und die Hoodoos durch Erosion von oben weitgehend schützt.

Die Entstehung der Felsspitzen aus diesem Sedimentgestein ist bedingt durch Frost-, Wasser- und Winderosion. Durch etwa 200 Frostwechsel im Jahr wird das Gestein brüchig und bietet so Angriffspunkte für den Wind (Korrasion), der abbröckelnde Steine abträgt. Hinzu kommt der wenige Regen, der durch Kohlendioxidaufnahme aus der Luft leicht sauer ist und zu einer Auflösung der Kalksteine beiträgt. Dadurch bilden sich die teilweise abgerundeten Profile aus. In den Bereichen, wo härtere Gesteine oder Mineralien im Kalkstein eingelagert sind, ist die Erosion vor allem durch das Wasser weniger stark. So bestehen viele der widerstandsfähigen Hoodoos aus einem magnesiumreichen Kalkstein oder aus Dolomit. Der größte Teil des aufgelösten und abgebrochenen Gesteins wird durch monsunartige Regenfälle im Sommer abgetragen.



Grand Staircase Escalante National Monument mit Wah Weap und Rainbow Valley

Die Grand Staircase erstreckt sich von Nordarizona in den Süden von Utah in der Nähe des Lake Powell. Dieses geologische Wunder besteht aus drei Sektionen: den Escalante Canyons, dem Kaiparowits Plateau und der Grand Staircase, einem riesigen Gebiet aus rosa, grauen, weißen und rötlichen Klippen. Die im Bereich der Grand Staircase liegenden Wah Weap Sandsteinformationen stammen aus der späten Kreidezeit (ca. 100 Mya). Wah Weap ist ein kleiner Nebenarm des Lake Powell, welcher von Canaan kommend in das Wah Weap-Becken des Reservoirs mündet. Das Wort Wah Weap in der Sprache der Piute bedeutet alkalisches Sickerwasser. Die frühen Siedler nannten den Bach auch Sentinel Creel (Schildwächter-Bach). Am oberen Bachlauf zum Nipple Creek Canyon hin befinden sich die weltberühmten weißen Sandstein-Hoodoos, welche ein Relikt der Erosion des Entrada-Sandsteins sind. Ihre dunkelrotbraunen Hüte, welche die Hoodoos schützen, stammen aus der Dakota-Formation.


Zion National Park

Der Zion-Nationalpark liegt im Südwesten von Utah in den Countys Washington, Iron und Kane. Geomorphologisch betrachtet, besteht der Park aus dem Markagunt Plateau und dem Kolob Plateau im Schnittpunkt des Colorado Plateaus, des Great Basins und der Mojave-Wüste. Der nördliche Teil des Parks wird als Kolob Canyons bezeichnet und ist von der Interstate 15 über die Ausfahrt 40 erreichbar. Im Süden verläuft die Utah State Route 9, der bei Mt. Carmel Junction in den zum Bryce-Canyon-Nationalpark führenden U.S. Highway 89 mündet.

Der 2660 Meter hohe Gipfel des Horse Ranch Mountain ist der höchste Punkt im Park, der niedrigste mit 1117 Meter Coal Pits Wash, womit sich ein Relief von 1500 Meter Höhenunterschied ergibt.

Flüsse im Park folgen rechtwinkligen Klüften im Felsen. Der Virgin River entspringt nahe dem Park auf rund 2700 Meter Höhe und mündet 320 Kilometer weiter südöstlich in den Colorado River, heute im Stausee Lake Mead, nachdem er ein Gefälle von nahezu 2400 Metern durchlaufen hat. Dies macht ihn zu dem Fluss mit dem höchsten Gefällsgradienten in Nordamerika

Die neun sichtbaren Gesteinsschichten im Park sind Teil einer sehr großen Gesteinsformation, welche The Grand Staircase genannt wird. Sie erstreckt sich vom Bryce Canyon bis zum Grand Canyon. Dabei stellt die im Zion-Nationalpark oberste und damit auch jüngste Gesteinsschicht die unterste und älteste Schicht im Bryce Canyon dar, während die unterste und älteste Schicht im Park mit der obersten und jüngsten Schicht im Grand Canyon identisch ist. Diese Gesteinsschichten spiegeln mehr als 150 Millionen Jahre Erdgeschichte wieder, wobei sich die meisten Sedimentationen im Mesozoikum abspielen. Vier sehr unterschiedliche Umwelteinflüsse bildeten die unterschiedlichen Schichten:

  • ein flaches, warmes Meer, welches sich öfters zurückzog bildete die Kaibab und Moenkopi Schichten
  • Bäche, Teiche und Seen sind für die Chinle, Moenave' und Kayenta Schicht verantwortlich
  • ausgedehnte Wüsten formten die Navajo- und die Temple Cap-Schicht
  • trockene Küstenlandschaften führten zur Carmel- und Dakota-Schicht.

Als sich die gesamte Gegend zum Colorado Plateau anhob, befanden sich die Schichten letztendlich mehr als 3000 Meter über ihrer ursprünglichen Bildungsstätte. Die Vorläufer des Virgin Rivers und anderer Flüsse bekamen dadurch einen enormen Gefällegradienten und hohe Fließgeschwindigkeiten. Durch die Hebung entstandene Risse und Klüfte wurden im Känozoikum durch diese Flüsse steile Schluchten. Der Zion Canyon wurde auf diese Weise vom Virgin River geformt, wobei er bis zu 3 Millionen Tonnen Gestein pro Jahr abtrug. Die Nebenflüsse, die sich später bildeten, hatten einen wesentlich geringeren Abtrag, so dass sich zahlreiche Wasserfälle und hängende Gärten bildeten.

Zion National Park
Zion National Park

The Narrows im Zion National Park

Christian Schirm

Bryce Canyon

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Bryce Canyon
Foto: Stefan

Der Bryce Canyon ist eigentlich gar kein Canyon, sondern ein Amphitheater, das die Erosion in die 50 bis 60 Mio. Jahre alten Pink Cliffs hineingewittert hat. Diese Klippen liegen auf einer Höhe bis 2.800 m und bilden die oberste Stufe der Grand Staircase, die sich gegen Norden zwischen dem Grand Canyon und dem Bryce Canyon erhebt. Die Treppe besteht aus einer Reihe von steilen Abhängen, die durch die Auswaschung der übereinander liegenden Felsschichten von Südutah alle in nördliche Richtung zurückweichen. Die Grundlage für die Hoodoo des Bryce Canyon bilden Sedimentkalksteine, welche sich durch unterschiedlich harte Sedimentschichten auszeichnen. Diese bis zu 600 m mächtigen Ablagerungen stammen aus einem großen See, welcher vor etwa 40 Mio. Jahren einen großen Teil von Westutah bedeckte. Die Formation wird als Claron Formation bezeichnet, der nicht mehr existente See als Claron Lake.

Diese Schichten wurden aufgewölbt, und die Kraft des Wassers trägt sie langsam wieder ab. Erosionsbedingt haben sich diese Schichten auf 400 m verringert. Die Farbe der Pink Cliffs kommt vom Eisengehalt der Sedimente. Nach aktuellen Berechnungen verursacht die Erosion eine Abtragung von bis zu 1,3 Metern in 100 Jahren. Die bekanntesten Hoodoos im Bryce Canyon sind Thor's Hammer, The Hunter und Queen Victoria.

Cedar Breaks National Monument

Dieses Erosionsmonument liegt in Utah auf dem Colorado-Plateau auf über 3.000 m Höhe und besteht aus einem fantastischen, ca. 7,6 km weiten und bis über 700 m tiefen Amphitheater, gefüllt mit Hoodoos.

Goblin Valley State Park

Das englische Wort Goblin bedeutet Kobold. Die durch Wind und Wasser erodierten Sandsteinformationen lassen an versteinerte Phantasiegestalten denken. Der Goblin State Park liegt auf dem Colorado-Plateau im Südosten Utahs nahe Hanksville an der Utah State Route 24.

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Hoodoo-Zwerge
Bryce Canyon, Utah, USA
Foto: Stefan

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Hoodoos
Bryce Canyon, Utah, USA
Foto: Jon Sullivan

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Hoodoos
Bryce Canyon, Utah, USA
Foto: Stefan

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Hoodoos
Bryce Canyon, Utah, USA
Foto: Jon Sullivan

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Hoodoos
Bryce Canyon, Utah, USA
Foto: Jon Sullivan

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Hoodoos
Arches National Park, Utah
Foto: Nat. Park Services
US Federal Government

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Hoodoos
Arches National Park, Utah
Foto: W. Lohman, USGS

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Hoodoos
Goblin Valley State Park
Foto: Volker Goeke

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Hoodoo
Rainbow Valley, Grand Staircase Escalante
Foto: Volker Goeke

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Hoodoo
Weißer Sandstein-Hoodoo
Wah Weap Canyon, Arizona
Foto: Volker Goeke

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Toadstool - Knollenblätterpilz
The Rimrocks, nahe Page, Arizona
Foto: Volker Goeke

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Hoodoos
Wah Weap Canyon, Arizona
Foto: Ralph Stiller

Weitere Hoodoos im Westen der USA und in Kanada

Bisty Wilderness

Die recht unbekannten Bisti Badlands oder The Bisti Wilderness liegen in einer Hochwüste in der nordwestlichsten Ecke von New Mexico. Die Sandsteinfelsformationen wurden, ähnlich wie die Hoodoos vom Bryce Canyon oder vom Goblin Valley, durch Erosion gebildet.

Chiricahua

Das Chiricahua National Monument liegt ca. 160 km südöstlich von Tucson in Arizona, nahe der mexikanischen Grenze, am Rand der Sonora-Wüste. Im Miozän (26 Mya) gab es in diesem Gebiet gewaltige vulkanische Aktivitäten, wobei sich das Land mit einer bis zu 600 m mächtigen Schicht aus pyroklastischem Material überzog. Nach einer Verdichtungsphase wurde der gebildete feste Tuff verdichtet, angehoben und wieder gebrochen. Durch Wind und Wasser wurden das weiche Gestein abgewaschen und es blieben nur noch die festen Gesteinsformationen zurück, welche das heutige Landschaftsbild prägen.

Kasha Katuwe

Details finden sich im Abschnitt Tufftürme und Feenkamine.

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Hoodoos aus Rhyolit
Chiricahua National Monument, Arizona, USA
Foto: Mark A. Wilson

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Hoodoos im Ah-Shi-Sle-Pa National Park,
New Mexico, USA
Foto: Volker Goeke

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Hoodoos
Bisty Wilderness, New Mexico
Foto: Volker Goeke

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Hoodoo Alley
Bisti Wilderness, New Mexico
Foto: Volker Goeke

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Hoodoos, Badlands
Washington County, South Dakota, USA
Foto: V.H. Barnett, USGS, 1909

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Hoodoos
Östlich Drumheller, Canada
Foto: Gorgo


Tufftürme und Feenkamine

Kappadokien/Göreme

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Die Tufftürme von Göreme
Kappadokien, Türkei
Foto: rtbstone

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Wohnhöhlen in den Tufftürmen von Göreme
Kappadokien, Türkei
Foto: rtbstone

Das Gebiet Göreme liegt in Anatolien in der Türkei und wurde weltberühmt durch seine kegelförmigen Gesteinsgebilde, welche als Feenkamine (fairy chimneys) bezeichnet werden. Die sogenannten Feenkamine Kappadokiens bestehen aus Bimstuffablagerungen des nahen Vulkans Ercyies. Diese Ablagerungen sind sehr weich und werden daher durch Wasser und Wind leicht abgetragen. Einige dieser Tuffformationen erreichen Höhen bis 40 m. Im Laufe vieler Jahrtausende wurden die Feenkamine durch Wasser und Wind erodiert. Zwischen dem 4. bis zum 13. Jh. gruben Menschen Wohnhöhlen, Lagerräume und selbst kunstvolle byzantinische Kirchen in diese Gesteinskegel. Göreme gehört seit 1985 zum Weltkulturerbe.


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Göreme, Kappadokien, Türkei
Foto: rtbstone

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Die Tufftürme von Göreme in
Kappadokien, Türkei

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Tufftürme bei näherer Betrachtung
Göreme, Kappadokien, Türkei
Foto: Ginni Smith

Kandovan

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Erodierte Tufftürme in Kandovan
Ost-Aserbeidschan, Nordwestiran
Foto: Stephan Klage

In der nordwestiranischen Provinz Ostaserbeidschan, im 3.700 m hohen Zagros-Gebirge liegt der kleine Ort Kandovan. Die spitzkegeligen Felstürme, in welchen Menschen seit wohl mehr als 1000 Jahren Höhlen gruben, bestehen aus natürlich komprimierter vulkanischer Asche des nahen Vulkans Sahand, welcher letztmalig vor ca. 11.000 Jahren ausbrach. Das Gesteinsmaterial verhärtete sich im Lauf der Jahre und die an Termitenhügel erinnernden Kegel erhielten ihre heutige Form durch die Erosion.


Kasha Katuwe

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Tufftürme (tent rocks)
Kasha Katuwe, Peralta Canyons
New Mexico, USA
Foto: Volker Goeke

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Hoodoos
Vulkanischer Tuff und Bims
Kasha Katuwe, New Mexico
Foto: Volker Goeke

Kasha Katuwe ist ein Nationalpark (national monument) auf dem Pajarito-Plateau in Nordzentral New Mexiko auf einer Höhe zwischen 1.690 und 2.100 m. Die kegelförmigen Gesteinsformationen, welche bis etwa 30 m hoch sein können, sind Produkte vulkanischer Eruptionen im Pliozän (vor ca. 6 - 7 Mya), wobei Bims, Asche und Tuff bis zu einer Mächtigkeit von 300 m abgelagert wurde. Viele der Hoodoos sind mit einem Hut oder einer Kappe bedeckt, welche die darunter befindlichen Kegel aus Bims oder Tuff schützen. Wo keine Hüte mehr vorhanden sind, hat der Gesteinszerfall eingesetzt und die Kegel sind zerstört.


Pinnacles

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Pinnacles - Kalksteinsäulen
Nambung National Park, nahe Cervantes
West Australien
Foto: Achim Güth

Im Nambung National Park nahe Cervantes, ca. 245 km nördlich von Perth, Westaustralien, gibt es einen großflächigen Wald von Kalksteinsäulen, welche durch Pflanzenwuchs in einem Zeitraum zwischen 500.000 bis 50.000 Jahren auf aus Quarzsand bestehenden Wanderdünen entstanden sind. Die Wurzeln dieser Pflanzen drangen tief in die ältere, sich zeitgleich verfestigende Tamala-Kalksteinschicht vor. Dabei durchbrachen sie an brüchigen Stellen zunächst eine extrem harte Kalksteinkruste, die durch aus Humus, abgestorbenen Pflanzen und Tieren gebildeten, nach unten sickernde Säuren entstanden war. Unter dieser Kruste verfestigte sich der Kalkstein besonders kompakt zwischen den eingedrungenen Pflanzenwurzeln, da diese Bereiche viel Wasser aufsogen. Die quarzsandhaltige Wanderdüne zog jährlich ca. 2,5 m weiter, die frei liegende Kalksteinschicht war der Erosion ausgesetzt, die innerhalb der letzten 20.000 Jahre abgestorbene Vegetation hinterließ Lücken, in die Quarzsand eindrang, der dann wiederum abgetragen wurde. Nur die extrem harten Bereiche der durch viel Wasser zementierten Kalksteinschicht waren von der Erosion nicht betroffen. Diese sehen wir heute als Pinnacles. Gelegentlich zeugen Kappen auf den Säulen noch von der Kruste.

Wo die unterirdische Vegetation vollständig vom harten, erosionsunfähigen Kalkstein umschlossen wurde, entstanden versteinerte Pflanzenwurzeln.


Wüsten

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Sandwüste
Erg Chebbi, Sahara, Marokko
Die Dünen ssnd bis zu 150 m hoch
Der Erg ist ca. 22 km lang und 5 km breit.
Foto: Tomasz Praszkier (Spirifer Minerals)

Wüste ist ein relativ unspezifischer Begriff für alle ariden Gebiete. Spezifisch definiert der Begriff eine Region, oder ein Naturgroßraum, in welcher pro Jahr weniger als 250 mm Niederschlag fällt. Wüsten müssen nicht unbedingt Gegenden mit heißem Klima sein, da es auch kalte Wüsten gibt. Regionen mit einem Niederschlag pro Jahr von 250 - 500 mm werden oft als semiarid bzw. als Halbwüsten bezeichnet. In der Klimatologie gibt es genauere Begriffe für Wüstenklima, welche jedoch weniger brauchbar für die Geologie sind. Die vielleicht wichtigste Charakterisierung einer Wüste ist das Fehlen von Wasser und fruchtbaren Böden sowie meist nur geringfügiger Vegetation. Gewöhnlich wird in Stein-, Schutt-, Geröll-, Staub- und Schluffwüsten unterschieden. Zu den Extremen gehören Salz- und Eiswüsten.

Die meisten Wüsten der Erde unterliegen ständiger Veränderung, bedingt durch Hitze, Kälte, Trockenheit, Niederschläge, Wind und letztlich Erosion. Insofern sind alle Wüsten der Welt kaum einer spezifischen bzw. genau definierbaren Art zuzuordnen, sondern in der Regel Gebiete, in welchen alle Arten vorkommen oder sich durch ständig ändernde Witterungsverhältnisse neu bilden. Die Erde besteht aus über 30 % Landfläche mit Wüstencharakter.


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Zabriskie Point, Death Valley
Mojave-Wüste, Kalifornien
Foto: Markus Drechsel

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Sanddünen in der Mojave-Wüste
Kalifornien
Foto: USGS

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Fels- und Sandwüste
Death Valley, Mojave-Wüste
Kaliforninen
Foto: Jon Sullivan

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Hochgebirgswüste
Valle de los Sueños
San Antonio de los Cobres
Hochanden, Chile
Foto: Sebastian Vázquez Zarzoso

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Sonora-Wüste (Syn. Gila-Wüste),
ca. 30 Meilen westlich von Maricopa
Arizona
Foto: USGS

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Atacama-Wüste
Pampa de Huacachina, Ica, Peru
Foto: Collector

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Fels-Kieswüste
Naukluft, Wüste Namib, Namibia
Nahe Goanikontes
Foto: Collector

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Felswüste Ha-Negev
Südl. Jordanien
Foto: Collector

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Makhtesh Ramon, Wüste Negev
Israel
Foto: Mark A. Wilson


Wandernde Steine

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Foto: Jon Sullivan

In einem ausgetrockneten See im Gebiet des kalifornischen Nationalparks Death Valley, hinter dem Ubehebe-Krater, südwestlich von Scotty's Castle, gibt es ein geologisches Phänomen, dessen Ursachen bisher nicht eindeutig geklärt sind. In dem als Racetrack Playa (Rennbahnstrand) bezeichneten Teil des Tal des Todes bewegen sich Gesteinsbrocken, dolomitische Gesteine, bis zu einem halben Meter Größe und 300 kg Gewicht über Strecken von bis zu 800 m über die Erdoberfläche, wobei einige von ihnen - jedoch nicht alle - eine deutliche Spur (track) hinterlassen. Obwohl dieses Phänomen seit etwa 1900 bekannt ist, sind die Ursachen der Bewegungen der Rolling Stones oder Sliding Stones bis heute nicht eindeutig geklärt.

Kein Mensch hat bis heute mit eigenen Augen gesehen, wie und unter welchen echten Bedingungen dieser Transport stattfindet. Da sich keinerlei Spuren einer Fremdeinwirkung finden, wird menschliches oder tierisches Zutun ausgeschlossen. Wenngleich in den 1960er und 1970er Jahren einige Menschen, die an Besuche von Außerirdischen glauben, spekulierten, dass diese Gesteine von Aliens über das Seebett geschoben werden. Andere führten die Bewegungen auf Magnetismus zurück. Moderne Wissenschaftler glauben, dass die Ursachen der Steinwanderung auf Wind, schlüpfrigen Lehm und glatte Eisflächen im Winter zurückzuführen sind.

Ende der 1960er bis Anfang der 1970er Jahre beobachtete der Geologe Bob Sharp 30 dieser Gesteinsbrocken. Er kam zu dem Ergebnis, dass die Bewegungen durch Sturm entstanden waren, wobei einige der Brocken mit mehr als einem Meter pro Sekunde unterwegs gewesen sein müssten. Interessant war, dass von den 30 beobachteten Steinen 7 gänzlich verschwunden waren.

Um den esoterischen Erklärungen zu begegnen, markierte im Jahr 1996 die Geologin Paula Messina von der Jose State University 162 Exemplare dieser "Rolling Stones" und dokumentierte die Wanderungen während regelmäßiger Besuche. Sie kam zu dem Schluss, dass der Transport der Gesteine nach den seltenen, aber heftigen Regenfällen stattfand, wobei der trockene lehmige Boden des Seebettes Wasser aufsaugt, extrem glitschig wird und sich unter die Gesteinsbrocken schiebt. Gleichzeitige starke Winde bis 100 km/h sollen dann, so der Schluss der Geologin, die Steine auf dem schlüpfrigen Boden mit hoher Geschwindigkeit bewegen.

Diese Aquaplaning-Erklärung wurde jedoch mittlerweile von anderen Geologen bestritten. Deren eigene Untersuchungen ergaben, dass die Windgeschwindigkeit ca. 280 km/h betragen müsste, um Steine dieser Größe über den nassen Lehm zu bewegen. Die Gesteinsbrocken sind zudem weder abgerundet, sondern besitzen eine kantige Oberflächenstruktur, noch verfügen sie um eine ausreichend große Oberfläche, um alleine durch den Wind bewegt zu werden.

Bemerkenswert ist, dass vor einigen Steinen Spuren zu erkennen sind, die an Bugwellen oder das Kielwasser von Schiffen erinnern, als ob die Steine durch ein Lehm-Meer pflügten. Die Muster dieser Spuren sind jedoch uneinheitlich. Interessant ist auch, dass die wandernden Steine mehrere Male ihre Richtung änderten, was mit dem Einfallswinkel der Sturmwinde in das Tal zusammenhängen könnte.

Eine dritte Theorie stammt vom Geologen John Reid. Dieser nimmt an, dass eine Anzahl von Gesteinsbrocken in einer Eisdecke gelegen hat und dass sich die Brocken bei starken Winden alle parallel auf dieser Eisschicht bewegten. Diese These ist jedoch nur bedingt aussagefähig, da es Stellen gibt, an welchen keine Parallelbewegung feststellbar ist. Auch diese Theorie, vorgeschlagen im Jahr 1955, wurde später verworfen.

Der Geologe John S. Shelton von der La Jolla Universität schlug vor, dass das Phänomen der wandernden Steine wohl nur durch eine Kombination der unterschiedlichen Untersuchungsergebnisse erklärt werden könne, da sich einige Steine sowohl auf nassem Lehm ohne Eis, andere wiederum auf einer dünnen Schicht gefrorenen Lehms bewegen, wobei Winde die erforderliche Schubkraft aufbringen.

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Foto: Jon Sullivan

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Foto: Jon Sullivan

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Foto: Jon Sullivan

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Foto: USGS

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"Karen", Gewicht ca. 350 kg
Foto: USGS



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Geologisches Portrait: Verwitterung und Erosion [ Vorherige: Literatur | Nächste: Physikalische Verwitterung ]

Eingefügter Text von Geologisches Portrait/Verwitterung und Erosion/Literatur

Verwitterung und Erosion

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