Wüste
Teil 2 des geologischen Portraits der Wüste
zu Teil 1
Wüstenthemen
Wüstenglossar
Literatur
Gebirge und Vulkane in der Sahara
Hoggar, Tassili n´Ajjer und Tadrart Acacus sind die drei großen Gebirgszüge im Süden Algeriens sowie in West-Libyen. Mit dem Adrar des Iforhas oder Ifoghas-Gebirge im NE von Mali und zu kleineren Teilen in den algerischen Provinzen Adrar und Tamanrasset sowie den Gebirgen Aïr in Niger und Tibesti im Tschad gehören sie zu den wichtigsten Gebirgszügen der Sahara. Im Herzen des äußersten Ostens der Sahara liegt das Gilf el-Kebir Plateau mit dem Jebel Uweinat.
Jedes dieser Massive hat seinen eigenen, unverwechselbaren Charakter.
Hoggar
Im Ahaggar (Hoggar)-Gebirge im Süden Algeriens faszinieren die Reste einer Millionen Jahre zurückliegenden Vulkantätigkeit. Aus dem Boden ragen gewaltige, annähernd 3000 Meter hohe erodierte Basaltdome, die Schlotfüllungen ehemaliger Vulkane. Erstarrte Basaltsäulen stehen aufrecht in der Landschaft wie riesige Wände aus Orgelpfeifen. Das Zentrum des Hoggar-Gebirges ist eine gewaltige, eindrucksvolle Landschaft, dunkel und unheimlich, wild und rauh, fremdartig und wohl gerade deshalb sehr interessant.
Das vegetationslose Atakor-Vulkanfeld liegt im Ahaggar-Gebirge im Süden von Algerien und bedeckt eine Fläche von 2150 km2 (etwa die Größe Frankreichs) mit dunkelfarbigem basaltischem Gestein im Zentrum der Sahara. Schlackenkegel, Lavaströme und einige Lavadome bilden eine der beeindruckendsten Landschaften Nordafrikas. Die letzte Phase der vulkanischen Aktivitäten begann vor etwa 1,95 Millionen Jahren und dauerte bis vor zirka 10.000 Jahren. Mündliche Überlieferungen des Volkes der Tuareg berichten von beobachteten Vulkanausbrüchen in der Gegend. Vereinzelte Fumarolen und seismische Aktivitäten zeugen davon, dass das Vulkangebiet noch nicht erloschen ist. Die höchste Erhebung ist der Tahat im Westen des Vulkanfeldes, mit 3003 m der höchste Berg Algeriens.
Die Teffedest-Berge bilden den nördlichen Ausläufer des Ahaggar-Gebirges, mit einer Verlaufsrichtung von Nord nach Süd (etwa 120 km). Anders als der Ahaggar besteht das Teffedest-Gebirge nicht aus vulkanischem Gestein, sondern aus hellem Granit. Die Felsen sind durch Erosion blankgescheuert und erhielten durch diese Glättungen unterschiedliche Formen. Es verbirgt sich vielfältige Vegetation in den Bergen. Sanddünen findet man hier selten oder gar nicht. Im Süden des Gebirges liegt als höchste Erhebung der In Akoulmou mit 2370 m Höhe. Mit einer Höhe von 2330 m begrenzt der Garet el Djenoun (auch: Oudan) im Norden den Gebirgsstock.
Die größte Oase der Ahaggarregion ist Tamanrasset.
In den 1960er Jahren war In Ekker Kernwaffentest-Gelände des französischen Atomwaffenprogramms in Algerien. Radioaktiver Fallout kontaminierte das Gelände und weite Landstriche.
Tassili n`Ajjer
Tassili n’Ajjer ist eine Gebirgskette in der Sahara in Südost-Algerien und bildet die nordwestliche Grenze des Tschadbeckens. Der höchste Punkt ist der Jebel Azao mit 2158 m. Die nächste Stadt ist Djanet, welche etwa zehn km SE der Kette liegt. Diese besteht größtenteils aus Sandstein. Erosion hat in dem Gebiet neben anderen sehenswerten Formen fast 300 Steinbögen gebildet sowie riesige Schluchten oder breite Täler geschaffen. Immer noch zahlreich sind Gueltas, abflusslose Wasserstellen in den Felsen, in denen sich nach Regenfällen ein langer Wasservorrat hält. Das Tassili ist eine grandiose Szenerie: wahre Städte aus Stein mit riesigen Felsquardern, Türmen und Pfeilern, Schluchten, Gassen und Plätze, Terrassen und Innenhöfen. Sand und Wind bearbeiten den weichen Sandstein und schleifen ihn zu einem zernagten Felslabyrinth aus Schluchten und Felstürmen, in dem man sich ohne Führer unweigerlich in kürzester Zeit verirren würde.
Tadrart Acacus
Der Tadrart Acacus (arabisch تدرارت عكاكس) ist ein Gebirge im Südwesten Libyens. Es befindet sich unweit der libyschen Stadt Ghat und in der Nähe des Felsmassivs Idinen. Ein westlicher Ausläufer ist das Tassili Tadrart.
Die Temperaturen liegen selbst im Oktober noch bei 30°C im Schatten. Die Wüste selbst wird von Bergen, Steinen, Sand und Dünen geprägt. Es lassen sich Felsmonumente vorfinden, vergleichbar denen des Arches-Nationalparks in den USA. In Höhlen gibt es frühgeschichtliche Gravuren von Elefanten und Wasserbüffeln aus der Zeit um ca. 4000 v. Chr. Sie ähneln denen im algerischen Tassili-Gebirge.
Air - Adrar Tamgak
Das Aïr ist ein Hochgebirge im zentralen Niger in der südlichen Sahara. Es besteht aus einer Kette von Bergen, die sich in Nord-Süd-Richtung bis zu 1500 Meter aus der östlich gelegenen Sandwüste Ténéré erheben. Höchster Berg ist mit 2022 m der im südlichen Teil gelegene Idoukal-n-Taghès (auch Mont Bagzane genannt). Der Nordostwind weht im Schatten der Berge den Sand zu bis zu 400 m hohen Dünen auf. Vor allem auf der Westseite zerklüften zahlreiche Wadis die Berge.
An den westlichen Ausläufern liegen die Uranminen von Arlit.
Der nördliche Teil des Aïr-Gebirge gehört zusammen mit dem nordöstlichen Abschnitt der Wüste Ténéré seit 1991 zum Weltnaturerbe der UNESCO. Das Aïr und Ténéré Naturreservat ist mit 77.000 km² das größte Schutzgebiet Afrikas.
Im Süden des Gebirges liegt der für die Paläoarchäologie bedeutende Ausgrabungsgebiet Gadoufaoua, der sogenannte Saurierfriedhof der Sahara.
Der Adrar Tamgak (auch Adragh Tamgak) ist ein bis zu 1988 m hohes Gebirgsmassiv im Hochgebirge Aïr. Das Gebirgsmassiv wird durch eine tiefe, bogenförmig in West-Ost-Richtung verlaufende Schlucht in einen nördlichen und einen südlichen Abschnitt geteilt. Der westliche Eingang zur Schlucht liegt rund fünf Kilometer vom Dorf Iférouane entfernt. Ihr östlicher Ausgang führt in die Sanddünen der Ténéré südwestlich des Chiriet-Massivs. Die Tamgak-Schlucht entstand durch sich überlappende Plutone. Auch die dort zu findenden Mega-Brekzien verweisen auf den vulkanischen Ursprung des Tals. Eine vollständige Durchquerung der Schlucht mit Kamelen dauert zumindest sechs Tage. Der erste Europäer, der diesen Weg zurücklegte, war der Franzose Burthe d’Annelet im Jahr 1930.
Adrar des Ifoghas
Adrar des Ifoghas, auch Adrar des Iforas, Ifoghas-Gebirge, ist ein 250.000 km2 umfassendes Gebirgsmassiv in der Sahara. Es liegt im NE von Mali in der Region Kidal und zu kleineren Teilen in den algerischen Provinzen Adrar und Tamanrasset. Mit Aïr, Ahaggar und Tibesti gehört es zu den wichtigsten Gebirgszügen der Sahara.
Das Adrar des Ifoghas besteht überwiegend aus metamorphem Gestein, Sandstein sowie mächtigen erodierten Wollsack-Granitblöcken. Wasser gibt es in mehreren Gueltas.
Das berberische Wort "adrar" bedeutet Berg. Ifogha ist der Name einer reichen und einflussreichen Tuareg-Familie, der Kel Ifoghas, Nomaden, die lange in der Gegend lebten. Im weiteren Sinn bezeichnet „Ifoghas“ alle Tuareg der Region. Sie sind traditionell Nomaden, die Kamele, Rinder und Schafe züchten. Der Name des mauretanischen Adrar-Plateaus geht auf dasselbe Wort zurück.
Tibesti
Das Tibesti ist ein aus Vulkanen bestehender Gebirgszug im Tschad und zugleich das höchste Gebirge der Sahara. Seine nördlichen Ausläufer erstrecken sich mehrere hundert Kilometer auf das Territorium von Libyen. Es erhebt sich am Nordrand des Tschadbeckens und steigt aus der flachen Wüstenlandschaft mit mehreren Schichtstufen auf. Das Hochgebirge ist teilweise stark zerklüftet und zeigt zahlreiche Vulkankrater und Schlackenkegel Das regionale Verwaltungszentrum ist die Stadt Bardaï mit rund 1500 Einwohnern.
Das Tibesti-Gebirge bedeckt ein Gebiet von rund 100.000 km² und dehnt sich vom 19. bis zum 23. nördlichen Breitengrad und vom 16. bis zum 19. östlichen Längengrad aus. Die sehr starke vulkanische Tätigkeit kann als ein Beispiel für die Entstehung von kontinentalen Riftsystemen dienen. Seine Entstehung begann im frühen Miozän und setzte ihre Tätigkeit bis in das Quartär fort. Allerdings scheint sich das Rift nicht weiter auszudehnen und den Zenit seiner vulkanischen Tätigkeit überschritten zu haben, denn es gibt in diesem Gebiet häufig Calderen und eingestürzte Magmakammern, die sich derzeitig nicht mehr auffüllen und zahlreiche Kratersysteme hinterlassen haben.
Die Vulkane des Tibesti bestimmen die Topographie des Gebirges und gehören zu den kontinentalen Riftvulkanen, von denen mindestens drei Vulkane und ein Vulkanfeld als aktiv oder als potenziell aktiv beschrieben worden sind. Aufgrund ihrer abgelegenen Lage wurde erst in den 1970er Jahren die aktive vulkanische Tätigkeit aus dem Weltraum entdeckt, als ein sowjetischer Satellit der Kosmos-Serie einen Ausbruch im Thermalquellenfeld Yi Yerra am Südhang des Emi Koussi beobachtete.
Aufgrund seiner Höhe erhält das Gebirge mehr Niederschlag als das Umland. Der höchste Gipfel ist der Vulkan Emi Koussi mit 3445 Metern. Weitere Vulkane sind der Tarso Toussidé mit 3265 m, der Tarso Voon mit 3100 m und der Tarso Toon mit 2625 m Höhe. Im westlichen Teil des Gebirges liegt das ausgedehnte Vulkanfeld Tarso Toh. Eine regionale wirtschaftliche Bedeutung haben die Salzablagerungen in der Caldera Era Kohor des Emi Koussi und in der Caldera > Trou au Natron südöstlich des Tarso Toussidé.
Der Emi Koussi ist ein derzeit ruhender Vulkan. Er ist mit 3445 m der höchste Berg des Tibesti, des Tschad und der Sahara. Er liegt im Südosten des Tibesti-Gebirges im Norden des Tschad und ist eine markante Landmarke, da er sich weithin sichtbar über die Ebenen des Tschadbeckens erhebt.
Das Massiv des pyroklastischen Schildvulkans Emi Koussi erstreckt sich auf einer Fläche von 60 km x 80 km. Den Gipfel bilden zwei große, sich weitgehend überlappende Calderen von 12 km x 15 km Durchmesser und bis zu 1200 m Tiefe. Der höchste Punkt des Emi Koussi liegt am südlichen Rand des Calderengebietes. In der südlichen der beiden großen überlappenden Calderen liegt eine dritte, jüngere und wesentlich kleinere Caldera, sie trägt den Namen Era Kohor und ihr Alter wird auf ca. 2 Millionen Jahre geschätzt. Jüngere vulkanische Aktivität zeigen die Lavafelder um die Schlackenkegel auf der Nordflanke des Berges, ihr Alter wird auf unter 2 Millionen Jahre geschätzt. An der Südflanke des Emi Koussi liegt ein aktives Thermalgebiet. Durch seine extrem abgelegene Lage wurde erst in den 1970er Jahren, aus dem All, vulkanische Aktivität bei ihm festgestellt.
Auf dem Grund der kleinen inneren Caldera befinden sich weiße, an der Oberfläche sehr lockere mineralische Ablagerungen. Unterhalb der weißen Oberfläche gibt es kristalline Ablagerungen von Soda. Es wird von der lokalen Bevölkerung in Blöcken gewonnen und mittels Eseln aus dem Krater transportiert. Der weitere Abtransport erfolgt mit Kamelen, die zwar in die große Caldera, nicht aber in den inneren Krater gelangen können. Das Soda besteht neben Carbonaten auch aus Kochsalz. Es wird unter anderem als Lecksalz für Haustiere sowie bei der Aufbereitung von Tabak verwendet.
Im zentralen Teil des Tibesti liegt in der Nähe des Tarso Voon das Soborom-Solfatarenfeld, das von der lokalen Bevölkerung für medizinische Zwecke aufgesucht wird.
Auf dem Territorium Libyens liegt der 2267 m hohe Bikku Bitti und flacht nach dem 1650 m hohen Jabal Nuqay in die wüste Ebene Libyens ab.
Im Norden des Tibesti liegt sein einziger Süßwassersee, der Mare de Zoui, der einige wenige Hektar groß ist.
Trou au Natron
Das Trou au Natron (auch: Doon Orei) ist eine Caldera im höchstgelegenen und sicherlich entlegensten Bergmassiv der Sahara, dem Tibestigebirge im Tschad. Das „Natronloch“ verdankt seinen Namen den großflächigen, schneeweiß schimmernden Krusten aus Natriumcarbonat, die Teile der Caldera auskleiden. Die Konfiguration des Grundrisses, der nicht kreisförmig ist, weist auf eine mehrphasige Kraterentstehung hin.
Das Trou au Natron entstand am Südfuß des 3265 m hohen Tarso Toussidé und liegt im nordwestlichen Teil des Tibesti, welcher im Südosten von der höchsten Erhebung des Tibesti-Gebirges, den 3415 m hohen, aktiven Emi Koussi abgeschlossen wird. Im Windschatten des Trou au Natron liegt die Große Sandwüste von Bilma, die zur Ténéré gehört. Im Westen ziehen Dünenlandschaften hin bis ins nigrische Aïr-Gebirge. Im Norden liegt die „tote“ Tenere du Tufessasset. Im Norden liegt die „tote“ Ténéré du Tufessasset. Etwa 500 km nördlich am äußersten Nordrand des Tibesti liegt der beeindruckende Waw an-Namus.
Bis heute ist unter Wissenschaftlern umstritten, ob die Caldera des Vulkans das Ergebnis eines Einsturzes ist oder aufgrund pyroklastischer Tätigkeit entstand. Der Krater hat einen Durchmesser von nahezu acht km und eine Tiefe von 950 m. Er gab mit seiner Entstehung selbst wiederum den Boden für die Entstehung kleinerer Vulkane in seinem Kraterinnern. Der einstige bis zu 500 m tiefe See unterlag Ab- und Austrocknungen, bis die heutigen Salzsümpfe übrigblieben.
Marra
Der Marra (Jebel Marra) ist ein 3042 m hoher Vulkan auf dem Marra-Plateau im Westen des Sudan. Er liegt in den Bundesstaaten Schamal Darfur und Dschanub Darfur zwischen der Stadt al-Faschir und der Grenze zum Tschad.
Das umgebende Marra-Plateau ist eine Steinwüste (Hammada). Im Innern der fünf Kilometer weiten 4000 Jahre alten Deriba-Caldera liegen die beiden Deriba-Seen. Das Marra-Plateau hat eine Fläche von 1500 km² und liegt 1500 bis 3042 m (Kraterrand des Marra) über dem Meeresspiegel.
Ennedi
Das Ennedi-Plateau liegt im Nordosten des Tschad in der Borkou-Ennedi-Tibesti-Region und bildet eine der Grenzen des Tschadbeckens. Sein höchster Berg ist der Basso, 1450 m. Begrenzt wird es im Norden von der Depression du Mourdi, im Westen von dem Dünengebiet des Erg du Djourab, im Süden vom Hochland von Wadai und im Osten von den Wüsten des Nordsudans.
Es handelt sich beim Ennedi um einen ca. 40.000 km² großen Sandsteinkomplex mitten in der Sahara, der von allen Seiten dem erosiven Angriff des Windes ausgesetzt ist, der auch in die tiefen Täler des Ennedi Eingang findet. Besondere Beachtung fand diese Region innerhalb der geowissenschaftlichen Forschung, weil es sich beim Ennedi um ein Massiv aus Sedimenten des Urozeans handelt, die sich aus dem unterschiedlich hartem Sedimentgestein ausprägte. Karsterscheinungen, wie beispielsweise Turmstrukturen, Pfeiler, Brücken und Bögen, haben sich herausgebildet und strahlen dadurch einen besonderen landschaftlichen Reiz aus.
Gilf el-Kebir und Jebel Uweinat
Im Herzen des Äußersten Ostens der Sahara liegt das Das Gilf el-Kebir, ein sandsteinummanteltes Basalt-Hochplateau im äußersten Südwesten Ägyptens an der Grenze zu Libyen. Das menschenleere Gebiet ragt ungefähr 300 Meter über die umliegende Wüste empor und erstreckt sich über 15.770 km2. Das Gilf el-Kebir besteht aus zwei Teilen, dem Abu-Ras-Plateau im Nordwesten und dem Kamal-al-Din-Plateau im Südosten. Im Südosten des Plateaus dominieren massive Felsformationen und tief eingeschnittene Wadis. Der nördliche Teil des Plateaus ist dabei deutlich zerklüfteter, was auf die auszehrenden Kräfte des Sandes des sich nördlich anschließenden Großen Sandmeeres zurückzuführen ist. Die Wadis sind hier besonders breit.
Das Gilf el-Kebir besticht durch seine schroffe Szenerie, seine Entlegenheit und seine geologische Bedeutung. Das Gebiet ist geprägt von Vulkanismus, Tektonik und Erosion. Verwaltungsmäßig gehört das Gebiet wie der gesamte unbewohnte Südwesten Ägyptens zum Bezirk (markaz) Dachla des Gouvernements al-Wadi al-dschadid (Neues Tal).
Das Gilf el-Kebir-Hochplateau ist Bestandteil des gleichnamigen, 48.523 km2 großen Nationalparks, zu dem auch das Große Sandmeer, das Massiv des Jabal Arkanu und das Gabal Uwainat-Massiv gehören. Im großen Sandmeer liegt das Silica Glasfeld. Hier findet sich das einmalige Libysche Wüstenglas, dessen Entstehung noch umstritten ist. Es wurden sowohl ein Meteoriteneinschlag (Impaktit-Gläser), von dem es aber keine Spuren gibt, als auch eine hydrovulkanische Explosion, bei der SiO2-Gel an die Erdoberfläche gelangte, diskutiert. Vornehmlich auf sudanesischem und auf libyschem Grenzterrain befindet sich der 1934 Meter hohe Jebel Uwainat.
Der Jebel Uwainat (1934 m) ist ein Berg im ägyptisch-libysch-sudanesischen Dreiländereck. Der Name bedeutet „Berg der kleinen Quellen“. Die Ländergrenzen sind in diesem Teil der Sahara mit dem Lineal gezogen. Die mit 1934 Meter höchste Erhebung, der Mount Bagnold, sowie der größere Teil des Massivs liegen in Libyen. Etwa 40 km nord-nordwestlich liegt der Jebel Arkanu auf libyschem Terrain.
Der Jebel Uweinat ist eine granitische Intrusion. Täler werden hier statt Wadi Karkur genannt. Der Gabal Uwainat kann geologisch in zwei Bereiche geteilt werden. Der westliche Teil ist der erodierte Teil eines Granitdoms, der heute als Ringkomplex (mit 25 km Durchmesser) zu Tage tritt. Nach Westen hin wird der Jebel Uwainat durch drei große Täler entwässert: Karkur Hamid, Karkur Idriss und Karkur Ibrahim. Im Süden sind zwei Quellen zu finden: Ain Ghazal und Ain Doua. Gespeist werden diese Quellen nur aus Regenwasser, doch sind sie seit Menschengedenken nicht mehr trocken gefallen.
Der östliche Bereich besteht aus paläozoischem Sandstein, der auf präkambrischem Grundgebirge aufliegt. Die komplexen Talsysteme im Osten münden in den Karkur Talh. Im Karkur Murr befindet sich eine permanente Wasserstelle (sog. Guelta) Ain al-Brins (Bir Murr).
Quelle zum vorstehenden Kapitel "Gebirge und Vulkane der Sahara" : Wikipedia CC3.0: Der Text ist unter der Lizenz „Creative Commons Attribution/Share Alike“ verfügbar.
Impakte in der Wüste
Als Impakt bezeichnet man den Aufschlag meist großer Meteorite (dto. Asteroide, Kometen) auf der Erdoberfläche, auf dem Mond und auf allen erdähnlichen Planeten und ihren Monden, welcher konzentrische Vertiefungen hinterlässt (singuläre geologische Strukturen, Impaktstruktur, Meteoritenkrater, Einschlagkrater, Becken, Senken).
Seit ihrer Entstehung vor ca. 4,5 Mrd. Jahren wird die Erde von Meteoriten bombardiert. Durch ständige tektonische Veränderungen und durch atmosphärische Verwitterung bedingt sind Impakte aus den frühen Zeitaltern der Erde jedoch nicht mehr erkennbar. Nur wenige der großen Meteoriteneinschläge aus dem Zeitraum Paläozän bis Holozän (ca. 65-0,1 Mio Jahre) sind heute noch identifizierbar (u.a. im Zusammenhang mit dem Aussterben der Saurier und dem Klimawandel auf der Erde), wenngleich jährlich ca. 20.000 Meteoriten zur Erde fallen ohne Spuren zu hinterlassen.
Bekannte Impaktkrater in Wüsten sind:
Aouelloul
Aouelloul ist ein Einschlagkrater in Mauretanien.
Sein Durchmesser beträgt 390 Meter, sein Alter wird auf 2,7 bis 3,3 Millionen Jahre geschätzt. Damit fand das Einschlagereignis im Pliozän statt. Man kann den Krater an der Oberfläche sehen.
Amguid
Amguid ist der Name eines nachgewiesenen Einschlagkraters in Algerien in der Provinz von Tamanrasset.
Der Krater besitzt einen Durchmesser von 450 m und liegt etwa 250 km südöstlich von In Salah und 300 km nördlich der Stadt Tamanrasset in der algerischen Sahara.
Das Alter des Kraters wird auf etwa 100.000 Jahre geschätzt
Aorounga
Der Aorounga ist ein erodierter Einschlagkrater im Tschad in Afrika.
Der sichtbare Überrest des Kraters hat einen Durchmesser von 12,6 Kilometern, sein Alter wird auf weniger als 345 Millionen Jahre geschätzt.
In der Umgebung des Aurounga-Kraters befinden sich zwei kreisförmige Strukturen, die mit Hilfe des SIR-C-Radars eines Space Shuttle erkannt wurden. Es ist möglich, dass es sich dabei ebenfalls um Reste von Einschlagkratern handelt. Sollte das bestätigt werden, könnte ihr Ursprung mit dem Aorounga-Einschlagereignis zusammenhängen und Aorounga Teil einer Kraterkette sein.
Gweni-Fada
Der Gweni-Fada ist ein Einschlagkrater im Tschad, Afrika. Der Durchmesser beträgt 14 km und der Krater ist jünger als 345 Millionen Jahre (Karbon). An der Erdoberfläche ist die Struktur erkennbar
Monturaqui
Der Monturaqui-Meteoritenkrater in der Atacama-Wüste in Nord-Chile ist ein einfacher, subzirkularer Einschlagskrater mit rund 360 m Durchmesser und 34 m Tiefe, der vor 500.000 bis 780.000 Jahren durch einen Eisenmeteoriten verursacht wurde. Der Impaktor war ein Eisenmeteorit der Klasse IIA-Hexaedrit.11 Durch Modellrechnungen wurde abgeschätzt, dass er einen Durchmesser von 15 m hatte. Er schlug in einem Winkel von 41° mit einer Geschwindigkeit von 17,8 km/s ein. Dabei wurde eine Energie freigesetzt die der Sprengkraft von 1,14 Megatonnen TNT-Äquivalent entspricht. Es bildete sich wahrscheinlich ein zunächst 54 m tiefer Krater. Das ausgeworfene Material wurde auf 6,7 Millionen m³ geschätzt. Die dabei aufgewirbelte Staubwolke hatte wohl einen Durchmesser von 24 km.
Eine Reihe von Altersbestimmungen ergaben dass der Einschlag vor ungefähr 500.000 bis 780.000 Jahren stattgefunden hat.
Gosses Bluff
Der Gosses-Bluff (englisch: Gosses Bluff crater oder Gosse Bluff) ist ein Einschlagkrater in der Great Victorian Wüste im Northern Territory in Australien. Er befindet sich im Westen der MacDonnell Ranges und des Tnorala (Gosse Bluff) Conservation Reserve, rund 159 Kilometer westlich von Alice Springs.
Der Gosses-Bluff-Krater entstand durch den Einschlag eines Meteoriten vor etwa 142,5 Millionen Jahren während des Jura. Von dem Krater, welcher ursprünglich einen Durchmesser von rund 22 Kilometer hatte, ist heute in Folge von Erosion kaum noch etwas zu erkennen. Übriggeblieben ist nur der 152 Meter hohe Zentralberg mit 4,83 Kilometern Durchmesser. Dieser Zentralberg wird gelegentlich mit dem ursprünglichen Krater verwechselt, da er in der Mitte eine größere Senke aufweist.
Der Monturaqui-Meteoritenkrater in der Atacama-Wüste in Nord-Chile ist ein einfacher, subzirkularer Einschlagskrater mit rund 360 m Durchmesser und 34 m Tiefe, der vor 500.000 bis 780.000 Jahren durch einen Eisenmeteoriten verursacht wurde. Der Impaktor war ein Eisenmeteorit der Klasse IIA-Hexaedrit.11 Durch Modellrechnungen wurde abgeschätzt, dass er einen Durchmesser von 15 m hatte. Er schlug in einem Winkel von 41° mit einer Geschwindigkeit von 17,8 km/s ein. Dabei wurde eine Energie freigesetzt die der Sprengkraft von 1,14 Megatonnen TNT-Äquivalent entspricht. Es bildete sich wahrscheinlich ein zunächst 54 m tiefer Krater. Das ausgeworfene Material wurde auf 6,7 Millionen m³ geschätzt. Die dabei aufgewirbelte Staubwolke hatte wohl einen Durchmesser von 24 km.
Eine Reihe von Altersbestimmungen ergaben dass der Einschlag vor ungefähr 500.000 bis 780.000 Jahren stattgefunden hat.
Khebir - Impakt oder Vulkan ?
Im Jahr 2006 entdeckten Mitarbeiter der Boston University den Doppelring-Einschlagkrater mit einem Durchmesser von 31 km im SW Ägyptens in der lybischen Wüste; in Anlehnung an das Gebiet "Gilf Khebir", in welchem der Krater liegt, wird er als Khebir-Krater bezeichnet. Er ist der zur Zeit größte bekannte Krater in der Sahara. Das Terrain, in welchem der Khebir-Krater entstand, ist ein mehr als 100 Ma alter Sandstein.
Dr. Farouk El-Baz und Dr. Eman Ghoneim vom Center for Remote Sensing an der Boston University hatten vorgeschlagen, dass es sich hier um einen Einschlagkrater handeln könnte. Einen wissenschaftlichen Beweis für die Einschlagstheorie gibt es jedoch bis heute nicht. Alternativ wird ein hydrothermaler (vulkanischer) Ursprung vorgeschlagen. (Quelle: Non-Impact Origin of the Crater Field in the Gilf Kebir Region, Artikel von M. DiMartino, L. Orti, L. Matassoni, M. Morelli, R. Serra, A. Buzzigoli; C:\Users\Peter\AppData\Local\Temp\ESLAB40-Proc_296053-DiMartino.pdf )
Richat-Struktur
Guelb er Richat (arabisch), deutsch auch Richat-Struktur, umschrieben mit Auge Afrikas oder Bull's eye, ist ein ringförmiges, kraterähnliches geologisches Gebilde in der Sahara im Norden Mauretaniens.
Guelb bedeutet in der flachen Sahara „Inselberg“. Die Ringhügel liegen in der Provinz Adrar etwa 30 Kilometer nordöstlich der Kleinstadt Ouadane. Sie haben einen Durchmesser von 45 Kilometern. Die konzentrischen Ringwälle sind nur wenige Meter hoch und bestehen aus Sedimentgestein.
Die Entstehung dieser kreisförmigen Struktur ist nicht restlos geklärt. Ursprünglich wurde die Struktur als Meteoritenkrater interpretiert, was aber wegen fehlender Impaktgesteine nicht allgemein unterstützt wird. Der Sahara-Forscher Théodore Monod veröffentlichte 1954 eine Schrift, in der er fünf derartige Krater in Mauretanien beschrieb und bei vieren einschließlich des Richat die gängige Auffassung unterstützte, es könne sich um eine vulkanische Explosion auf der Erde handeln, nur beim fünften wollte er die Einwirkung eines Meteoriten nicht ausschließen. 1969 entdeckte Robert S. Dietz Hinweise auf einen Meteoriteneinschlag.
Die Struktur könnte aber auch durch die Erosion eines Vulkans entstanden sein, wofür u.a. zwiebelschalenartig gebildete, jedoch unterschiedliche Gesteinsschichten sprechen.
Die Richat-Struktur mit ihrer kreisförmigen Struktur hat seit frühesten Raummissionen Aufmerksamkeit erregt. Mit einem Durchmesser von fast 50 Kilometern ist sie sehr gut aus dem Weltall zu erkennen und dient u.A. als Orientierungshilfe der Astronauten.
Lage: Adrar-Wüste - Richat-Struktur (N 21°07'13,55" W 11°24'27,44")
Quelle zum vorstehenden Kapitel "Richat-Struktur" : Wikipedia CC3.0: Der Text ist unter der Lizenz „Creative Commons Attribution/Share Alike“ verfügbar.
Mineralvorkommen in der Wüste
- Mg- und Na-Salze (Äthiopien, Danakil; Ägypten; Iran, Desht-e-Kavir; weltweit)
- Natron (Trou au Natron im vulkanischen Tibesti-Gebirge, Sahara)
- Baryt (Aoullul, Mauretanien)
- Borate (Boron, Kalifornien, Mojave, Turkmenistan)
- Gips (Valle de la Luna, Chile, Atacama; weltweit)
- Calcit (Gilf-e-Kebir-Plateau, Ägypten, Weiße Wüste)
- Salpeter /Nitrate (Chile, Atacama)
- Fluorit - Baryt (Tunesien, Sahara; Pakistan, Thar; China, Gobi; Iranische Wüste, Ägypten, Nubische Wüste)
- Kobalterze (Anti-Atlas, Marokko; Marmor der Montagnes Bleues im Niger, Sahara)
- Pyrit (oft limonitisiert; Ägypten, Weiße Wüste)
- Eisen-Manganerze (tw. silikatisch ) (Mauretanien, Sahara; Naukluft, Namib, Australien)
- Kupfererze (Chuquicamata, Chile, Atacama; Hammada, Marokko; Iranische Wüste; Israel, Negev, Namib, Mojave)
- Silbererze(Anti-Atlas, Marokko)
- Uranmineralien (Wüste Namib, Namibia)
- Chrommineralien (Jordanien, Arabische Wüste)
- Cassiterit (Namib)
- Marmor (Air-Gebirge, Sahara)
- Phosphate (Marokko bis Westsahara)
- Achat, Quarz (Namib, Sahara)
- Opal (Australische Wüste)
- Alkali-Pegmatitmineralien (Hoggar, Sahara)
- Pegmatitmineralien (Ägypten, Nubische Wüste)
- Wüstenglas (Tektit, resp. Impaktit; Meteoriten-Impakt in der libyschen Wüste)
Meteoriten in der Wüste
Meteoriten fallen zwar gleichmäßig überall auf die Erde, trotzdem gibt es Orte, an denen sie häufiger zu finden sind als an anderen. Während sie in den gemäßigten Klimazonen recht schnell verwittern, vor allem durch die Oxidation des auf der Erdoberfläche nicht stabilen metallischen Eisens, können sie in trockenen Gegenden wie den nordafrikanischen Wüsten Zehntausende von Jahren, in der Antarktis manchmal sogar über eine Million Jahre überdauern. Hilfreich ist auch, dass Meteoriten wegen ihrer typisch schwarzen Schmelzkruste leicht auffallen
Meteoritenfunde in heißen Wüsten.
Dass es nicht nur in den kalten Wüsten am Südpol, sondern auch in heißen Wüsten in bestimmten Gebieten über lange Zeiträume zu einer Konzentration von Meteoriten kommen kann, ist eine relativ neue Erkenntnis. Nachdem ein Team deutscher Seismologen bei Erdölprospektionsarbeiten 1986 in Libyen in der Gegend von Daraj (Distrikt Nalut) zufällig auf einer vergleichsweise kleinen Fläche rund 65 Meteoriten fand, begann in der Sahara eine systematische Suche. Seit 1990 wuchs die Zahl der im Rahmen von privaten und institutionellen Meteoritenexpeditionen zunächst in der Sahara und später auch in den Wüsten Omans gemachten Funde stetig an. Waren 1985 aus Libyen, Algerien, Marokko, der Republik Niger und dem Oman gerade einmal 30 Meteoritenfunde bekannt, so sind es heute mehr als 3000. Hinzu kommt eine unbekannte Anzahl von Funden durch Einheimische, die ohne Angaben zu den Fundumständen meist über die marokkanischen Märkte gehandelt wurde.
Zu den bekanntesten Fundgebieten der Sahara zählen in Libyen die Hammadah al-Hamra, das Dar al-Gani, in Algerien das Acfer-Gebiet, die Hammadah du Draa und die Tanezrouft-Wüste sowie Grein und die Ténéré Tafassasset in der Republik Niger. Die wichtigsten Konzentrationsflächen im Oman heißen Dhofar, Jiddat Al Harasis und Say Al Uhaymir. Der Höhepunkt der Fundtätigkeit wurde 2002 überschritten und die Anzahl der Funde ist heute stark rückläufig. Dies hängt zum einen mit verschärften Ausfuhrbedingungen in einigen Wüstenstaaten zusammen, ist aber auch ein Anzeichen dafür, dass die bekannten Fundgebiete im Wesentlichen ausgebeutet sind.
Bei den Fundgebieten in heißen Wüsten handelt es sich um Aggregationsflächen, auf denen die Böden unter ganz bestimmten Bedingungen die Meteoritenfälle mehrerer zehntausend Jahre konserviert haben. Dies geschieht ähnlich wie beim Konzentrationsprozess in der Antarktis zunächst durch Einsedimentation der neu hinzukommenden Fälle. Durch neue Sedimentschichten auch in feuchteren Klimaphasen vor den Witterungseinflüssen geschützt, überdauerten die Meteoriten bis zu mehrere zehntausend Jahre in den Bodenschichten. In der Sahara legte die Winderosion in der jüngsten, seit rund 3000 Jahren immer trockener werdenden Klimaphase die so konservierten Meteoriten schließlich frei. Die überdeckenden Bodenschichten wurden in den betreffenden Gebieten mit dem fast ganzjährig über der Sahara wehenden Nordostwind abgetragen.
Entscheidend für den Konzentrationsprozess von Meteoriten ist ferner das Fehlen von Quarzsand in den entsprechenden Gebieten. Die vergleichsweise harten Quarzsande führen zu einer schnelleren Zerstörung der Meteoriten durch Windschliff. Die dichten Meteoritenkonzentrationen in der Sahara liegen deshalb in der Regel auf Plateaus oberhalb des Sandflugs oder im Lee von Höhenzügen.
Um die Meteoriten in ihren Aggregationsgebieten auffinden zu können, sind besondere topographische und geologische Gegebenheiten erforderlich. Helle Untergründe mit leicht basischem pH-Wert haben sich für die Prospektion am günstigsten erwiesen. Durch dunkle Flussgerölle oder vulkanische Tiefen- oder Auswurfgesteine kontaminiertes Gelände ist dagegen für die Prospektion ungeeignet. Auf solchen Horizonten sind Meteoriten nicht vom Umgebungsgestein zu unterscheiden. Ebenso wichtig ist ein möglichst geringes hydraulisches Gefälle der Fläche, da auf Neigungsflächen ebenfalls die mechanische und chemische Verwitterung der Meteoriten beschleunigt wird. Unter idealen Bedingungen lässt sich in einem dichten Konzentrationsgebiet auf je 10 bis 12 Quadratkilometern ein Meteorit finden.
Ungeklärt ist bis heute das fast gänzliche Fehlen von Eisenmeteoriten aus den Fundgebieten in den heißen Wüsten. Eisenmeteoriten stellen mit nur rund 0,2 % Anteil an den afrikanischen Wüstenfunden einen deutlich geringeren Teil, als man dies mit Blick auf ihren Prozentsatz an den beobachteten Fällen (ca. 4%) vermuten würde. Ein möglicher Grund hierfür ist das gezielte Absammeln und Verarbeiten von Meteoreisen in den Fundgebieten durch die vor- und frühgeschichtlichen Bewohner der Sahara.
Quelle zum vorstehenden Kapitel "Meteoriten in der Wüste" : Wikipedia CC3.0: Der Text ist unter der Lizenz „Creative Commons Attribution/Share Alike“ verfügbar.
Gipswüsten
White Sands in New Mexico
Die Chihuahua-Wüste liegt im Grenzgebiet der USA und Mexiko. Sie umfasst den Süden des US-Bundesstaates New Mexico, den westlich des Pecos River gelegenen Teil von Texas, den Norden des mexikanischen Bundesstaates Chihuahua und den Hauptteil des ebenfalls zu Mexiko gehörenden Bundesstaates Coahuila. Sie ist mit einer Fläche von ca. 453.000 km² die größte aller nordamerikanischen Wüsten und liegt hauptsächlich auf dem Gebiet der mexikanischen Staaten Chihuahua und Coahuila. Allerdings reichen ihre Ausläufer bis in einige US-Bundesstaaten: Sie nimmt südöstliche Teile von Arizona, den Süden von New Mexico und den Westen von Texas ein. In südlicher Richtung erstreckt sie sich bis in die mexikanischen Staaten Zacatecas und San Luis Potosí.
Die Chihuahua-Wüste lässt sich als Regenschattenwüste kategorisieren. Dies ist der Fall, da sie von der westlich und östlich gelegenen Sierra Madre abgeschirmt wird. Diese beiden Bergketten halten einen Großteil der Feuchtigkeit, die vom Golf von Mexiko kommt, vom Gebiet der Wüste fern. Dies stellt zugleich den Hauptgrund der Entstehung der Wüste dar.Bei der Wüste handelt es sich um ein Wüstenbecken, welches von mehreren kleineren Gebirgsreihen wie den Sacramento Mountains, Guadalupe Mountains und den Davis Mountains unterbrochen wird.
White Sands (Weißer Sand) ist der Name einer Gipswüste im Tularosa-Becken; sie ist der ungewöhnlichste Teil der Chihuahua-Wüste, ca. 45 Min. von Las Cruces bzw. 1 Stunde von El Paso entfernt. Eigentlich handelt es sich bei dem „weißen Sand“ um Gips. Dieser Gips gelangt aus den umliegenden San Andres- und Sacramento-Bergen durch Niederschlag in das Tulerosa Becken.
Im Lake Lucero, der sich in der südwestlichsten Ecke von White Sands befindet und keinen Abfluss hat, sammeln sich nach und nach all diese riesigen Mengen von Gips. In den Sommermonaten, mit zum Teil extremer Hitze, trocknet dieser See aus und es bleiben Schichten von Gipskristallen zurück, die von den Südwestwinden zu Dünen aufgeworfen werden und mit einer Fläche von ca. 700 km² die größte Gipswüste der Welt bilden. White Sands ist das größte Dünenfeld aus reinem Gips; die riesigen Dünen breiten sich kontinuierlich aus, wachsen und wandern. So sind im Laufe der Jahrtausende ca. 4,5 Milliarden Tonnen Gipssand entstanden und die Gipswüste nimmt jährlich bis zu 10 m zu.
Estancia in New Mexico
Das Estancia-Tal ist ein abgeschlossenes Becken, welches sich vom südlichen Santa Fe County bis in den südlich-zentralen Torrance County erstreckt. Es ist ca. 80 km lang und bei Moriarty 19 km und bei Willard an die 47 km breit.
Das Tal selbst ist flach; es gibt zahlreiche Playa-Seen und Dünen, elche Pennsylvania- und Perm-Sandsteine, Kalksteine, Gips und Mergel überlagern.
Guadalupe in Texas
Der am 15. Oktober 1966 gegründete Guadalupe-Mountains-Nationalpark umfasst einen Teil der Bergkette der Guadalupe Mountains im Westen von Texas. Die Berge bilden einen starken Kontrast zur umliegenden Chihuahua-Wüste. In diesem südlichsten Ausläufer der Rocky Mountains liegt 130 km nördlich auch der Carlsbad-Caverns-Nationalpark im N des Hudspeth County in Texas.
Cuetrocienegas in Coahuila, Mexico
Cuatrocienegas de Carranza ist ein kleiner Ort inmitten des Cuatrocienagas-Beckens in Coahuila im äußersten Norden von Mexiko.
Die Landschaft ist lebensfeindlich, mit Sommertemperaturen bis 52oC, die jährliche Niederschlagsmenge liegt unter 120 ml.
Wandernde Steine
In einem ausgetrockneten See im Gebiet des kalifornischen Nationalparks Death Valley (hinter dem Ubehebe-Krater, SW von Scotty's Castle) gibt es ein geologisches Phänomen, dessen Ursachen bisher nicht eindeutig geklärt sind.
In dem als "Racetrack Playa" (Rennbahn-Strand) bezeichneten Teil des Todestales 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" (rollende oder gleitende Steine) 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.
Tägliche Temperaturschwankung in Wüsten
Trockenwüsten können starken Temperaturschwankungen unterliegen, abhängig von Meeresentfernung und Jahreszeit. Tagsüber erhitzt sich der Boden aufgrund der schlechten Wärmeleitung des quarzhaltigen und luftdurchsetzten Wüstenbodens nur oberflächlich. Zudem kann dieser im Vergleich zu feuchten Böden nur wenig Wärmeenergie speichern (Wasser kann etwa sechsmal so viel Energie speichern wie Sand). Durch die geringe Wolkenbildung dringt tagsüber Wärmestrahlung zwar ungedämpft zu Boden und erhitzt diesen sehr stark (bis zu etwa 70 °C), allerdings strahlt nachts Wärme wieder ungehindert ins Weltall ab (Wolken wirken als Isolierungsschicht, sowohl vom Weltall zur Erde als auch umgekehrt). Das führt zu Temperaturunterschieden von 50 °C und mehr, insbesondere im „Winter“ und weit vom für Temperaturausgleich sorgenden Meer entfernt.
Dieser Effekt ermöglicht auch in den trockensten Wüsten ein bescheidenes Leben. Wegen der starken Abkühlung wird ein bodennaher Taupunkt erreicht. Pflanzen und andere Lebewesen können dann von den gebildeten Tautropfen leben.
Aufgrund der starken Temperaturschwankungen wird die physikalische Verwitterung in der Wüste enorm gefördert. Die chemische Verwitterung erfolgt hingegen wegen des Wassermangels nur sehr langsam (vgl. > Wüstenlack).
Wüstenglossar
Barchan
s.u. > Düne
Chott
Ein Chott (arabisch: šaṭṭ شط "bank, „Küste“, von der Wurzel šṭṭ „auswachsen, abweichen“) ist eine Salzton-Ebene in der Wüste Sahara, wesentlich in Tunesien, Algerien und Marokko. Diese Salzseen bleiben im Sommer trocken, nehmen aber im Winter Wasser auf. Die Seen haben wechselnde Küsten und sind die meiste Zeit des Jahres ausgetrocknet. Sie bilden sich durch die Schneeschmelze und Wasserläufe aus den nördlichen Bergen (u.a. des Atlas-Gebirges), die herausgespülte Salze mit sich führen, mit gelegentlichem Regen- oder Grundwasser aus Quellen in der Sahara, wie z.Bsp. in Depressionen des Sahara-Beckens.
Aufgrund der extremen klimatischen Bedingungen (Jahresniederschlag 100 mm, Höchsttemperaturen bis 50 °C) verdunstet das Wasser und die Salze kristallisieren zu einer trockenen Kruste, unter der sich tiefer Schlick befindet. Im Sommer trocknet das Chott fast völlig aus und wird zu einer Salztonebene. Es handelt sich weitgehend um feinlaminare Gipsschichten mit Tonmineraleinlagerungen.
Das größte Chott ist das Chott el Djerid (arabisch شط الجريد, DMG Šaṭṭ al-Ǧarīd), ein Sedimentbecken innerhalb einer Depression mit Salzsee im Süden Tunesiens, welches sich im Chott el Fejaj (E) und im Chott el Gharsa (W) fortsetzt. Mit rund 7500 km² nimmt dieser Salzsee fast die 14fache Fläche des Bodensees ein. Es ist das größte Salzseengebiet der Sahara.
Das Chott el Djerid bildet eine abflusslose Senke, die im späten Tertiär ihre heutige Gestalt erhielt. In der Kontaktzone zwischen dem starren Sahara-Tafelland und dem nordafrikanischen Atlasraum entstanden durch tektonische Vorgänge Flexuren, Antiklinalen, Verwerfungen und leichte Geländewellen. Erosionen und weitere Geländehebungen erzeugten im südlichen Tunesien eine Schichtkammlandschaft, die das Chott el Djerid umgibt. Seine südliche Einfassung bildet der sichelförmig gebogene Djebel Tebaga. Südlich des Chott el Djerid beginnt die Vollwüste mit dem östlichen Ausläufern des Östlichen Großen Erg.
Düne
Eine Düne ist eine Erhebung aus Sand, der vom Wind angeweht und abgelagert wird. Die Bildung von Dünen setzt das Vorhandensein von Sand und das Fehlen von Wasser oder einer geschlossenen Pflanzendecke voraus. Dünen bilden sich daher bevorzugt in trockenen (ariden) Klimazonen, können aber auch in humiden Gebieten auftreten, sofern die befestigende Vegetation beseitigt wurde. Wird der Sand eher gleichmäßig in Form einer Decke aufgeweht, spricht man neutral von Flugsand. (wikipedia)
Entstehung der Dünen
Unter dem Einfluss des Windes wird der Sand zu Dünenwellen zusammengeweht, welche in der Regel quer zur herrschenden Windrichtung stehen. Außer der Kraft und Richtung des Windes kommen für die Bildung der Dünen noch die Konfiguration des Bodens und der Sandgehalt des Windes in Betracht. Jedwedes Hindernis, das sich dem Sand führenden Winde entgegenstellt, genügt, um zur Entstehung einer Düne Veranlassung zu geben.
Die größten und mächtigsten Dünen befinden sich in den zentralen Gebieten der Sahara. Die gewöhnlichste Form der Dünen ist die langgestreckter paralleler Kämme, welche nur geringe Krümmungen erkennen lassen.
Die weltweit höchsten Dünen befindet sich im Sossusvlei, am Rande einer Salz-Ton-Pfanne in der Namib-Wüste in Namibia. Die umgebenden orangefarbenen Dünen zählen mit bis zu über 380 Meter Höhenunterschied gegenüber der Pfanne zu den höchsten der Welt. Die höchste unter ihnen ist Big Daddy, die auch Crazy Dune genannt wird. Die orange Farbe des Sandes wird durch Eisenoxid hervorgerufen.
Es gibt Sandwüsten mit und ohne Dünen, die relativ stabil und in ihrem unteren Teil verfestigt sein können wie im südlichen Sandmeer und dort sog. Gassis bilden, oder wie im nördlichen Sandmeer Ägyptens – etwa um Farafra – als Wanderdünen vorkommen in Gestalt von (je nach vorherrschender Windrichtung) Quer-, Längs-, Stern- oder Sicheldünen. Die höchsten Sanddünen findet man in Algerien, die längste ist der Abu Muharek mit ca. 600 km. Gut befahrbar sind nur verfestigte Sandebenen, ansonsten sind insbesondere Dünenfelder wie der Erg von Bilma auch mit Geländewagen nur mühsam passierbar.
Unterhalb der roten Sanddünen der Große Sandwüste (engl. Great Sandy Desert), einer australischen Wüste im NW des Kontinents, erstrecken sich die flachliegenden Sediment-Felsen der Canning-, Amadeus- und Ngalia-Sedimentbecken. Die Landschaft ist geprägt von Sandebenen und -dünen. In Western Australia , im NW und im Northern Territory in unterschiedlicher Richtung, erstrecken sich bis zu hundert km lange Sanddünen aus Quarzkörnern, die aus dem Quartär stammen.
Geomorphologisch unterscheiden sich Dünentypen durch ihre Form als Ausdruck äolischer Dynamik. Es wird in Primär- und Sekundärdünen unterschieden.
Zu den Primärdünen gehören Sicheldünen, Quer- und Längsdünen und Draa-Dünen
Die Sicheldüne, auch als Barchan (kasachisch: Barchan (бархан; barhan) bezeichnet, ist die am weitesten verbreitete Dünenform , die nahezu in sämtlichen Wüstengebieten der Erde vorkommt. Ihre Entstehung geht auf die Wirbelbildung zwischen den Dünenkämmen zurück. Sie entsteht bei relativ niedrigem Sandangebot (Mangeldüne), benötigt aber eine konstant bleibende Windrichtung. Ihre konvex geformte, flache Seite zeigt in den Wind. Auf der Luvseite steigt die Oberfläche der Düne mit geringem Gefälle (ca. 15°) an und fällt auf der Leeseite steil (ca. 30°) ab. Zu den beiden Seiten, den Sichelenden, fällt die Höhe des Kammes der Düne ab. Die Sichelenden bewegen sich schneller als der Hauptkamm der Düne, wodurch die charakteristische Form entsteht. Grund für das schnellere Wandern der Seitenarme ist die geringere Sandmasse, die durch den Wind umgewälzt werden muss. Sicheldünen entstehen durch konstante Winde aus einer Hauptwindrichtung und „wandern“ leewärts.
Abgesehen von den Parabeldünen, die an das Vorhandensein von Vegetation gebunden sind, fasst man die obigen Dünenformen zu den freien Dünen zusammen. Im Gegensatz dazu stehen die Sandablagerungen an Hindernissen, die man als gebundene Dünen bezeichnet
Sekundärdünen bilden sich aus anderen Dünen (Kreuzdüne/Sterndüne) oder auf anderen Dünen (aufgesetzte Sekundärdünen/Gitterdünen). Sie sind immobil.
Erg
s.u. > Sandwüste
Fata Morgana
Eine Fata Morgana oder Luftspiegelung ist ein durch Ablenkung des Lichtes an unterschiedlich warmen Luftschichten auf dem fermatschen Prinzip basierender optischer Effekt. Es handelt sich hierbei um ein physikalisches Phänomen und nicht um eine visuelle Wahrnehmungstäuschung bzw. optische Täuschung.
Der Brechungsindex heißer Luft ist geringer als jener der kälteren Luft. Lichtstrahlen, die zunächst eine kalte Luftschicht durchqueren und anschließend in flachem Winkel auf wärmere Luftschichten stoßen, werden vom optisch dünneren Medium bis hin zu einer Totalreflexion weggebrochen. Dafür ist eine Grenze zwischen heißer und kalter Luft notwendig, das heißt, es muss windstill sein. Wenn in Wüsten solche Luftschichtungen in größerer Höhe auftreten, sieht man Spiegelungen am Himmel, die Fata Morgana.
Das Wort „Fata Morgana“ stammt aus dem Italienischen fata morgana → it, ursprünglich fata → it „Fee“ Morgana, eine Sagengestalt in arabischen Märchen und in der Dichtung um König Artus, die ihre Macht besonders in Luftspiegelungen zeigte, wie sie auch heute noch in der Straße von Messina auftreten.
Der italienische Ausdruck fata stammt von spätlateinischen Fāta „Schicksalsgöttin“, einer Nebenform von lateinisch fatum → la „Götterspruch, Schicksal, Bestimmung“, das im Plural (Fāta) auch die Schicksalsgöttinnen oder Parzen bezeichnet; der Name Morgana leitet sich ab von arabisch margān „Koralle“, das auf altgriechisch μαργαρίτης (margarites) → grc, μάργαρον (margaron) → grc „Perle“ zurückgeht.
Die Verwendung von Fata Morgana als atmosphärisches Phänomen wird um 1800 erstmals nachgewiesen; der Name der Fee Morgana wird aber auch beim altfranzösischen Autor Chrétien de Troyes als la fée Morgue (Akkusativ: Morgain) verwendet; bei Wolfram von Eschenbach werden die Ländernamen Feimurgān, Fāmorgān in seinem Werk ‚Parzival‘ und bei Johann Fischart die Fee als Meerfein Morgana erwähnt; in mittelhochdeutschen Texten wird sie feimorgan → gmh oder famorgan → gmh genannt; in der bretonischen Sage ist sie die zauberkundige Stiefschwester des Königs Artur, Lanzelots verschmähte Geliebte, die in einem kristallenen Palast am Grunde des Meeres bei Messina wohnt und zur Zeit des Sonnenunterganges mit ihren Freundinnen in vielerlei Gestalt auftaucht.
Guelta
Ein Guelta ist eine besondere Form einer natürlichen Wasserstelle in der Sahara. Dabei kann es sich um eine mit fossilem Wasser gefüllte natürliche Zisterne in einer Felsformation handeln oder auch um eine relativ schnell verdunstende größere Pfütze in einem sonst trockenen Wadi, die sich nach einem Regenfall gebildet hat. Die permanent gefüllten Gueltas, wie die abgebildeten entstehen meist durch Grundwasser (Aquifere), das aus dem umliegenden Tiefland an die Oberfläche gedrückt wird, wodurch sich ständig mit Wasser gefüllte Becken und Reservoirs bilden. Erstaunlich bei diesen Gewässern sind Anzahl und Arten der darin lebenden Tiere. Im Guelta d'Archei im Ennedi-Massiv gibt es bis heute sieben Krokodile
Fossiles Wasser
Fossiles Wasser ist Wasser in tiefen Erdschichten, welches bereits seit sehr langen Zeiträumen keinen Kontakt mehr mit der Erdatmosphäre oder Oberflächengewässern hatte1, sein Alter kann mit der Radiokarbonmethode oder anderen Isotopenuntersuchungen bestimmt werden.
Auch tiefer liegende Wasserschichten von Seen (z. B. dem Tanganjikasee) können als fossiles Wasser bezeichnet werden, wenn die Temperaturschichtung des Sees so stark ist, dass die jahreszeitliche Durchmischung nicht alle Wasserschichten erreicht. Die tiefsten Schichten sind dadurch dauerhaft von der Atmosphäre abgeschnitten.
Fossiles Wasser ermöglicht aufgrund seiner Zusammensetzung (z. B. Gas¬gehalte quantitativ wie qualitativ) Rückschlüsse auf seine Entstehungszeit.
In den Wüsten- und Halbwüstengebieten Nordafrikas und der Arabischen Halbinsel 4 haben sich die fossilen Wasservorkommen nicht wie in Mitteleuropa aus Schmelzwässern der letzten Eiszeit gebildet, sondern sie bestehen aus Grundwasser in Gesteinsklüften und Erdschichten, welches sich in Klima¬perioden aus vorgeschichtlicher Zeit, z. B. während der letzten Pluvialzeit angesammelt hat.
Die Grundwasserseen unter der Sahara oder der Kalahari beispielsweise bestehen ebenfalls aus fossilem Wasser.
Fossiles Wasser ist zwar nicht Teil des natürlichen atmosphärischen Wasserkreislaufes, wird jedoch mittlerweile mit moderner Technik (Pumpen, Erdbohrungen) gefördert, während sich die zehntausende von Jahren alten Vorräte nicht erneuern (können); für das Nubische Sandstein-Aquifer gehen optimistische Prognosen bei unveränderter Ausbeutung von einer maximalen Nutzungsdauer von noch 200 Jahren aus.
Auch in China werden mittlerweile fossile Wasservorkommen in großem Umfang ausgebeutet; dies führt zu prognostizierten Absenkungen ihrer unterirdischen Wasserspiegel von bis zu 1,5 Metern pro Jahr.
Aquifer
Ein Aquifer (engl.) oder Grundwasserleiter (deutsch) ist ein Gesteinskörper mit Hohlräumen, der zur Leitung von Grundwasser geeignet ist.
Es werden drei Arten von Grundwasserleitern unterschieden:
- Porengrundwasserleiter bestehen aus Locker- oder Festgestein, dessen Porenraum von Grundwasser durchflossen wird
- Kluftgrundwasserleiter bestehen aus Festgestein, sie enthalten durchflusswirksame Klüfte und Gesteinsfugen
- Karst-Grundwasserleiter bestehen aus verkarsteten Karbonatgesteinen mit durchflusswirksamen Verkarstungen
Ein Grundwasserleiter wird geologisch durch wasserundurchlässige Schichten (z. B. Tone) begrenzt, die Aquifugen genannt werden.
Zu den weltgrößten Aquiferen gehört der Nubische Aquifer, ein Reservoir fossilen Grundwassers, welcher sich über ca. 2,0 mio km2 von Ägypten, über Lybien, den Sudan und den Tschad ausdehnt, ein Volumen von 373.000 km3 hat und bis zu einer Tiefe von 4.500 m reicht. Es gibt Mächtigkeiten bis 90 m, das Alter wird auf 4.500 bis 5.000 Jahre geschätzt
Hammada
s.u. > Stein-, Schutt- Geröllwüsten
Korrasion (Windschliff)
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.
Windkanter
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 wobei nur die dem Wind zugewandte Seite poliert ist und alle anderen Flächen bleiben davon unberührt. (Korrasion)
Windkanter können aus magmatischen, metamorphen oder sedimentären Gesteinen entstehen; sie sind keine Gesteine im Sinne der Petrographie, sondern Verwitterungsformen aller möglichen Gesteinsarten. Sie enstehen entweder aus Gesteinsbruchstücken, die aus dem Gesteinsverbund des Anstehenden bereits herausgelöst wurden, oder aus größeren Partikeln, die in Lockergesteinen (z. B. Sand oder Kies) eingebettet sind. Sie werden durch die Korrasion des Windes mechanisch bearbeitet. Der Sand wird durch Reptation und Saltation aufgewirbelt und wirkt am Gesteinsstück als Schleifmittel. Die der vorherrschenden Windrichtung zugewandte Seite des Steines (Luv-Seite) wird abgeschliffen und geglättet, während die dem Wind abgewandte Seite (Lee-Seite) weitgehend unverändert bleibt. Dabei entstehen mehr oder weniger scharfe Grate oder Kanten.
Windkanter aus Gesteinen geringer Härte können schon in wenigen Jahrzehnten entstehen. Nach Anzahl und Ausbildung der Schliffflächen unterscheidet man Einkanter, Zweikanter und Mehrkanter; sehr häufig sind aber auch unregelmäßige Formen. Mehrere Kanten bilden sich aus,
- wenn Winde aus verschiedenen Richtungen den Stein von verschiedenen Seiten her abschleifen
- der Stein im Laufe des Prozesses ein- oder mehrfach seine Lage veränderte, z. B. durch Solifluktion
- im bearbeiteten Stein vorgezeichnete Strukturen herausmodelliert werden
Windkanter entstehen fast ausschließlich in Wüsten. Je nach den herrschenden Klimabedingungen kann es sich dabei um Trocken- oder Kältewüsten handeln. Auf Grund späterer Klimaänderungen (z. B. Erwärmung am Ende der Eiszeit) können Windkanter aber auch als Relikt in Gebieten auftreten, in denen sie heute nicht mehr entstehen würden. Daher sind Windkanter zum Beispiel in den Moränenlandschaften Norddeutschlands, das während der jüngsten, der Weichsel-Eiszeit eine Kältewüste oder -steppe war (Periglazial), sehr weit verbreitet. Da es sich bei den Windkantern dort ebenfalls um eiszeitliches Geschiebe handelt, spricht man auch von windgeschliffenem Geschiebe.
Als Sonderfall können Windkanter auch aus Eiskantern oder zumindest aus vom Eis vorgeschliffenen Steinen hervorgehen.
Oase
Eine Oase (von altgriechisch:. ὄασις óasis „bewohnter Ort“; aus dem Ägyptischen, altägyptisch Waset „Kessel“) ist ein Vegetationsfleck in der Wüste, üblicherweise an einer Quelle, Wasserstelle oder einem Wadi gelegen.
Die Oasen Nordafrikas sind bassinartige, von Bergketten und Hügelzügen umgebene Vertiefungen, die entweder durch einen kleinen, aus dem spärlichen Regenwasser angesammelten Bach oder See bewässert werden oder aus Quellen, die einer der umgebenden Hochflächen entspringen. Diese Wasseransammlungen bedingen die Bewohnbarkeit der Oasen, indem sie eine rege Vegetation hervorrufen, welche hauptsächlich durch die Dattelpalme (Phoenix dactylifera), die Dumpalme (Crucifera thebaica), den arabischen Gummibaum (Acacia vera) und den Mannastrauch (Tamarix africana) charakterisiert ist. Die Oasen bestimmen die Richtung der Karawanen in der Wüste und bilden unentbehrliche Ruhepunkte für dieselben, wo sie Wasser aufnehmen und sich verproviantieren. Die Karawanenstraßen haben daher seit den ältesten Zeiten so ziemlich ihre Richtung beibehalten. Schon im Altertum berühmt, zum Teil als Verbannungsorte, waren die Oase des Jupiter Ammon (jetzt Oase von Siwah) und die westlichere Oase Audschila sowie die sogen. Kleine (Farafrah und Bacharieh) und Große Oase (Chargeh und Dachel) zunächst westlich von Ägypten. (Quelle: Meyers Konversationslexikon1885-1892)
Sandsturm
Ein Sand- oder Staubsturm ist ein Sturm oder starker Wind, der Sand oder Staub mit sich führt. Er kommt besonders in Wüsten vor. Ein Sandsturm muss von einer Sandhose, die normalerweise räumlich enger begrenzt bleibt, unterschieden werden.
In vielen Gebieten, in denen regelmäßig Sandstürme auftreten, erhalten sie lokale Bezeichnungen:
- Buran im Steppen- und Wüstengebiet in Mittelasien
- Chamsin oder auch Khamsin im Nilgebiet und in Israel/Palästina
- Gibli oder Ghibli im Raum Tunesien und Libyen
- Habub (Haboob) in der Sahara-Region
- Samum im nordafrikanisch-arabischen Raum
- Scirocco
Bei einem Sandsturm handelt es sich um einen sehr trockenen und heißen Wind, der in Trockengebieten große Mengen Sand zunächst hoch aufwirbelt und anschließend mitführt. Einige Stürme transportieren bis zu 100 mio t Sand über zum Teil sehr große Entfernungen. Die Entfernung, die der Sand hierbei zurücklegt, hängt von der Größe der einzelnen Sandpartikel ab. Die größten Partikel bilden an windgeschützten Stellen langsame Dünen. Es wird geschätzt, dass im Jahr 2004 durch Sandstürme insgesamt etwa 2–3 Mrd t Sand bewegt wurden. Lose an der Oberfläche liegende Partikel können in die Luft gehoben werden oder am Boden entlang gerollt werden (Sandkriechen), dadurch also entfernt oder erodiert werden. Diesen Prozess nennt man Deflation. Wenn die feineren Partikel von der Größe des Schluffs (Korngröße von 0,002 mm bis 0,063 mm) in dichten, hohen Wolken in die Luft gehoben werden, nennt man das Phänomen einen Staubsturm. Dieser ist nicht zu verwechseln mit einem Sandsturm, bei dem die größeren Sandpartikel (Korngröße 0,063 bis 2 mm) verfrachtet werden. Bei diesem wird eine niedrige Wolke aus bewegtem Sand gebildet, die lediglich wenige Zentimeter bis max. 2 m vom Boden in die Höhe reicht.
Ein Staubsturm kommt als dunkle Wolke heran, die vom Erdboden bis zu mehreren Kilometern Höhe reicht. Die Sichtweite ist auf wenige Meter reduziert und feiner, erstickender Staub dringt überall ein. Es wird geschätzt, dass ein Kubikmeter Luft bis zu 1 g Staub enthalten kann.
Der Prozess in einem Sandsturm verläuft anders. Sand ist zu schwer, um in große Höhen und über weite Distanzen getragen zu werden. Er wird in einer springenden, Saltation genannten Bewegung über den Boden getrieben.
(Quelle. Wikipedia. Der Text ist unter der Lizenz „Creative Commons Attribution/Share Alike“ verfügbar)
Sebhka
(auch Sabcha (arabisch سبخة, DMG Sabḫa; auch Sabkha, Sebkha, Sebkhat, Sebkhet, in der westlichen Sahara Grara)
Sebkhas sind weite, flache, zeitweise mit Wasser gefüllte Becken ohne Oberflächenabfluss in einem semiariden Gebiet, meist mit Salzen überkrustete Ebenen oberhalb des Meeresspiegels, resp. oberhalb der Küstenebenen, welche Lagunen und Plattformen im Inneren umgeben. Sebkhas gehören damit zum Typus der ephemeren, nicht ständigen Seen. Im Gegensatz zu den Salztonebenen (Playas) haben Sebkhas ein flaches Hinterland. Sie kommen als Inlandsebkha („Salzsümpfe“) oder als Küstensebkha („Salzmarsch“) vor.
Es gibt zwei Arten von Sebkhas: Küsten- und Kontinental-Sebkhas. Die Küsten-Sebkhas sind Produkte von Randablagerungen und teilweise von der Akkumulation, welche aus dem Inneren stammt. In wüstenartigen Regionen bilden sich aus den Küsten-Sebkhas Salzebenen. (Manche Autoren beschränken den Begriff auf die Küstensebkha).
Abgelagert werden geringmächtige Lagen von tonigen, siltigen bis feinsandigen Sedimenten (sehr häufig äolischen Ursprungs), die häufig mit dünnen Salzlagen (Gips, Anhydrit und Steinsalz) wechsellagern. In den Küstensebkhas kommt es häufig auch zur Bildung von carbonatischen Sedimenten. Die Küstensebkhas liegen noch im Bereich des mittleren Wasserspiegels des Meeres oder etwas darüber. Der Grundwasserspiegel liegt daher nur geringfügig unter der Sedimentoberfläche. Die häufige Winderosion endet an der Kapillarwasserzone.
Sebkha-Ablagerungen bilden sich sowohl in siliziklastischen als auch carbonatischen Ablagerungsregimen. Die ausgesprochen fossilarmen Ablagerungen zeichnen sich durch eine in ihrem Anteil wechselnde Sedimentfolge aus Evaporiten (Sulfate, Chloride), Äolianiten und den vorwiegend tonig-siltigen Sedimenten alluvialer Küstenebenen aus.
Die Küsten-Sabkhas bestehen charakteristisch aus karbonatischen Sedimenten, hauptsächlich aus Aragonit. Das salzhaltige Wasser dringt in die Poren der Sedimente und die Evaporation der Sabkha-Oberfläche bewirkt eine Konzentration der salinen Lösung. Auch Meerwasser, welches von Zeit zu Zeit die Sabkhas überschwemmt, penetriert die Sedimente. Es bildet sich Gips, dieser löst sich und wird irgendwann als Anhydrit abgelagert (bzw- als Gips-Anhydrit-Gemisch). Das konzentrierte, salzhaltige Wasser dolomitisiert den Aragonit und manchmal bildet sich auch ein anderes Mineral wie Magnesit oder Cölestin. In einer späteren Phase bildet sich Halit als oberflächliche Kruste.
Typische Sebkha-Zonen finden sich an den Küsten der arabischen Halbinsel und in Abu Dhabi. Ein Charakteristikum der Sebkhas ist, dass sie nur gelegentlich unter Meerwasser geraten, welches über die trennenden Landstreifen ins Innere schwappt. Sebhkas bilden örtlich begrenzt Senken mit feuchten Böden, die zum Anbau von Getreide und Gemüse oder als Weideflächen dienen.
Wadi
Wadi (arabisch الوادي, DMG al-wādī, indeterminiert واد / wādin, marokkanisch Oued) ist ein ausgetrockneter Flusslauf, der nur nach starken Regenfällen vorübergehend Wasser führt.
Sowie auch eine Bezeichnung für ein tiefes, steilwandiges, gewöhnlich zirkusförmig abschließendes Felstal in der Sahara. Zwischen den Wadis erheben sich die als Zeugen bezeichneten Inselberge, die, ebenso wie die Wadis, als ein Werk der Deflation angesehen werden. Doch finden sich in vielen Wadis auch Gerölle, die auf ursprüngliche Mitwirkung fließenden Wassers bei der Bildung der Wadis hindeuten.
Nach einem auch viele Kilometer entfernten Gewitter mit einem entsprechend großen Einzugsgebiet kann es in einem Wadi zu einem überraschenden und schlagartigen Wasseranstieg kommen. Der Aufenthalt in Wadis mit meist steilen Ufern kann daher lebensgefährlich sein.
Wadis kommen in Trockentälern in den Wüstengebieten Nordafrikas, Vorderasiens und teilweise Spaniens sowie in Zypern vor.
Wüstenglas
Auf der Welt einzigartig ist Wüstenglas aus der Libyschen Wüste (in Ägypten (im Grenzgebiet zu Libyen, nicht in Libyen!)(LWG ; engl.: LDG = Libyan Desert Glass). Das Vorkommen liegt in einem ca. 50x80 km großen Gebiet (Wüstenglasgebiet, 25°30' Ost; 25°30' Nord) der östlichen Sahara, nahe der Oase Koufra, im Bereich des N'Giffel Khabir (Gilf Khebir) (arab.: Großes Sandmeer), einem der trockensten Gebiete der Welt im SW von Ägypten.
Das libysche Wüstenglas ist farblos, honig-, hell-mittelgelb (tw. leicht grünlich), transparent bis semitransparent, auch milchig-weiß bis schwarzgrau, nichtkristallin, mit muscheligem Bruch. Es gehört zu den natürlichen Quarz-Gläsern.
Wüstenglas ist - je nach Auffassung verschiedener Autoren - ein Tektit oder ein Impaktit, bzw. ein Produkt als Folge eines Meteoriten- oder Asteroideneinschlages (Impakt) vor ca. 28-30 Mio Jahren auf der Erdoberfläche.
Nachdem im Jahr 2006 Mitarbeiter der Boston University einen Doppelring-Einschlagkrater mit einem Durchmesser von 31 km entdeckten, wird angenommen, dass dieses Glas bei diesem Impakt entstanden ist. In Anlehnung an das Gebiet "Gilf Khebir", in welchem der Krater liegt, wird er als Khebir-Krater bezeichnet. Das Terrain, in welchem der Khebir-Krater entstand, ist ein mehr als 100 mio Jahre alter Sandstein. Das Alter des Kraters wurde bis heute (2009) noch nicht bestimmt.
Es gibt jedoch auch konträre Meinungen zur Entstehung von Wüstenglas. Eine davon ist die hydrovulkanische Hypothese (im Sinne von M. Feller, 1996). Auf der Basis der nicht-plausiblen Sediment-Hypothese (im Sinne von U. JUX, 1983), welche besagt, dass das LDG sich durch einen niedrigtemperierten Sole-Gel-Prozess in einem See, bzw. Gewässer gebildet hat, entwicklete FELLER seine "Hydrovulkanische Hypothese". Er stimmt mit JUX insofern überein, dass LDG ein Kieselsäure-Gel und kein geschmolzenes Glas (Tektit, vulkanisches Glas) ist, wobei die Herkunft des LDG durch hydrovulkanische Prozesse erklärt wird.
Wüstenglas wurde neu definiert als metamorphes, klastitfreies, glasiges Impakt-Schmelzgestein (IUGS-SCMR, 2004).
Nasschemische und Fission-Track-Analysen ergaben eine Zusammensetzung aus
- 98,4% SiO2
- 1,02% Al2O3
- 0,18% Fe2O3
- 0,20% (Mg,Ca)O
- 0,07% (Na,K)2O
- 0,13% TiO2
- sowie Spuren von Iridium (bis 4-6 ng/g) und Metalle der Platinfamilie.
Die Zusammensetzung entspricht etwa der von Chondriten
Der Schmelzpunkt liegt bei 1.700 °C
Nicht selten sind bis zu 4 mm große Einschlüsse von Gasblasen. Die gefundenen Stücke wiegen zwischen wenigen Gramm bis 25 kg. Die im Wüstenboden steckenden Stücke sind oft mit Sand verbacken und wirken wie zerfressen; die vom Wind freigelegten Stücke sind glattgeschliffen, aber tw. erodiert.
Libysche Wüstengläser wurden bereits im Neolithikum zu Artefakten bearbeitet (Pfeilspitzen, Keile); auch als Schmuckstein verschliffen. Das berühmteste Beispiel ist der grünliche Skarabäus des Mondpektorals des Pharaos Tut-anch-Amun (welches ursprünglich als Chalcedon bezeichnet wurde, 1998 jedoch als Wüstenglas analysiert werden konnte).
Fulgence Fresnel, Orientalist und seinerzeit französischer Konsul in Jeddah, berichtete berichtete 1850 über einen gewissen Hadj Hussein, der auf der Karawanenroute von Kufra nach Dakhla in der Libyschen Sandsee 'eine grosse Menge Glasscherben' gefunden hätte, die darauf hinweisen würden, dass auf diesem Karawanenwege schon in alten Zeiten Menschen entlang gezogen seien. (Quelle: Mazur, R., 2005-2013)
http://www.tlc-exped.net/LDSG.html#Fundhistorie
Zwischen den Jahren 1934 bis 2005 wurden verschiedene Expeditionen in das Fundgebiet durchgeführt. Mittlerweile wird libysches Wüstenglas recht häufig auf dem Markt zu relativ hohen Preisen (meist nach Gewicht) angeboten. In manchen Vermarktungsangeboten wird libysches Wüstenglas als "seltener als Diamant" bezeichnet.
Wüstenlack
Auch Wüstenpolitur oder Wüstenpatina, welche einen lack- bis firnisartigen Glanz auf der Oberfläche von Gesteinen aufweist.
Die lackartigen Überzüge sind eine Verwitterung durch chemische Prozesse. Saure Wässer dringen durch haarfeine Kapillaren in das Gestein und lösen mineralische Bestandteile. Durch Wärme steigen die gelösten Substanzen durch die Kapillaren auf, verdunsten an der Oberfläche und bilden eine harte, glänzende Versiegelung (Patina) aus Fe-und Mn-Oxiden.
Wüstenlack entsteht vor allem auf Gesteinen wie Basalt, Quarz und härteren Metamorphosegesteinen, da diese sehr stabil sind. Auf Kalkstein kann sich seltener Wüstenlack bilden, das Material ist sehr porös und enthält viel Wasser, deshalb ist es physikalisch instabil.
Rätselhaft ist der hohe Anteil von Mangan im Wüstenlack. Mangan kommt in der Erdkruste in einem Anteil von nur etwa 0,12 Prozent vor, im Wüstenlack ist die Konzentration jedoch um das 50- bis 60fache erhöht. Bislang wird dieses Phänomen durch bakterielle Aktivität im Wüstenlack und durch eine biochemische Anreicherung des Materials wissenschaftlich erklärt. (wikipedia)
Wüstenrose
(s.ausführlich: Mineralienportrait - Gips sowie: Geologisches Portrait/Konkretionen und Knollen
Eine Sandrose (auch: Wüsten-, Baryt- oder Gipsrose) ist ein bizarres Kristallgebilde, das meist aus Sandkörnern besteht, die in einen Kristall aus Gips oder Baryt eingebettet sind.
Die wasserlöslichen Gipsrosen entstehen in heißen und trockenen Wüstengebieten, also unter aridem Klima. Durch schnell verdunstende Oberflächenfeuchtigkeit wird Grundwasser durch Kapillarkräfte nach oben gefördert. Die im Wasser gelösten Salze kristallisieren aufgrund der fortschreitenden Verdunstung aus und bilden zusammen mit dem Sand die charakteristischen, blattförmigen Strukturen. Diese findet man in Nordafrika in der Sahara sowie in Namibia.
Die in Wasser unlöslichen Barytrosen entstehen bei ausreichendem Vorhandensein von Barium auf eine ähnliche Weise in Sandlagern, so zum Beispiel in der Wetterau, wo sie in einigen Sandgruben gefunden werden können.
Sandrosen (auch als Wüstenrosen bezeichnet) bestehen aus Gips, welcher in grob- bis dickblättrigen Konkretionen (Aggregaten) im Wüstensand vorkommt. Das rosettenartige Aussehen, bzw. der Habitus dieser Aggregate steht nicht im Zusammenhang mit Rosen; der Begriff Sandrose ist eher ein "wüstenromantischer" Begriff.
Sandrosen bilden sich aus sulfatreichen Lösungen (Grundwasser aus einsickerndem Tau) in Hohlräumen des Sandes. Sie können bis zu mehrere Meter Größe erreichen. Die Kristalloberflächen der Sandrosen sind meist mit feinsten Sandkörnern bedeckt. Oft sind Sandkörner eingeschlossen. Diese bilden dann grobkristalline Formen und werden als Sandkristalle bezeichnet, bei manchen Autoren auch als "Sandgips".
Bekannte Vorkommen liegen in der algerischen, tunesischen und libyschen Sahara, in Andalusien und in Namibia.
Ähnliche Aggregate, unter ähnlichen Voraussetzungen gebildet, sind Barytrosen (Bsp. Rockenberg in Hessen), seltener auch rosettenartige Aggregate von Azurit und Malachit. Die in Wasser unlöslichen Barytrosen entstehen bei ausreichendem Vorhandensein von Barium auf eine ähnliche Weise in Sandlagern, so zum Beispiel in der Wetterau, wo sie in einigen Sandgruben gefunden werden können.
Yardang und Kalut
Ein Yardang ist eine geomorphologische, tafelförmige Erosionsform in Lockersedimenten (überwiegend in flachgeschichteten lakustrinen Sedimenten).
Der Forschungsreisende Sven Hedin hat Yardangs erstmals 1903 in seinem Buch Im Herzen von Asien benannt und beschrieben, nachdem er die Wüste Lop Nor 1902 aufgesucht hatte. Das Wort Yardang (chinesisch 雅丹, Pinyin Yardan oder Yadan) leitete er von dem uigurischen Wort Yar ab, das mit ‚steiler Hügel‘ oder ‚steiler Wall‘ (engl. ‘steep hill’ oder ‘ridge or steep bank’) übersetzt werden kann.
In der Wüste Lop Nor entstanden die Yardangs als lang gestreckte Inseln in den Deltas früherer Flüsse, die zum See Lop Nor hinströmten
Yardangs entstehen aus dem Zusammenwirken von Deflation, Windschliff (Korrasion) und zeitweise einsetzender Wassererosion. Die endgültige Gestalt wird durch Korrasion, also durch Windschliff des stetig aus einer Richtung wehenden Windes geformt; der vom Wind mitgeführte Sand schmirgelt die Strukturen aus dem Untergrund heraus.
Initialformen der Yardangbildung sind z. B. Rinnen durch Abflussereignisse, große Trockenrisse, aber auch tektonische Verstellungen und Klüfte. An diesen Störungen kann der Wind seine auf Gassen konzentrierte schleifende Wirkung starten. Es entstehen schichtstufenartige Formungen, welche durch wechselnde Widerstandsfähigkeit der Sedimente bedingt sind.
Bei diesen Prozessen entsteht ein stromlinienförmiger (tropfenförmiger) Körper mit breitem Luv und schmalem Lee.
Yardangs treten in Größenordnungen vom Zentimeterbereich bis mehrere Zehnermeter (teilweise sogar noch größer) auf.
Bekannte Vorkommen auf der Erde sind die die Yardangs der Wüste Lop Nor, Yardangs in der Wüste Gobi (Dunhuang Yardang National Geopark, Provinz Gansu, China, die Kaluts in der Wüste Dasht-e-Lut im Iran und die besonders ausgeprägten Yardangs in der Sahara, die zwischen Hoggar, Aïr und Adrar des Iforas zu finden sind.
(Quelle: wikipedia: Der Text ist unter der Lizenz „Creative Commons Attribution/Share Alike“ verfügbar).
Kaluts
sind durch Wind-und Wasser-Erosion entstandene, bis zu 10 Stockwerke hohe, parallel verlaufende Yardangs, welche Sandburgen oder verfallenen, verlassenen Städte (lokal: Shar Lut = Wüstenstädte) ähneln. Diese Kaluts erstrecken sich über eine Länge von 145 m und eine Breite von 80 km etwa 40 km E und NE von Shahdad in der Dasht-e-Lut (dascht bedeutet „Ebene, Plateau; Wüste“; lut „leer“), der größten Wüste des Iran, einem der heißesten Gebiete der Erde. Im N schließt sich die zweite große iranische Wüste, die Dasht-e- Kawir an.
Literatur
Desertifikation
- 3Sat.de, 2013; Ein See verschwindet: Baumwollplantagen rauben Aralsee sein Wasser auf 3sat.de, abgerufen 25. September 2013
- Bayrischer Rundfunk, 2015; BR.de: http://www.br.de/themen/wissen/inhalt/umwelt/wueste-typen102.html
- Geist, H., 2005; The Causes and Progression of Desertification. Abingdon, Ashgate
- Giese, E., Bahro, G., Betke, D., 1998; Umweltzerstörungen in Trockengebieten Zentralasiens (West- und Ost-Turkestan). Ursachen, Auswirkungen, Maßnahmen. Franz Steiner Verlag, Stuttgart
- Létolle, R., Mainguet, M., 1996; Der Aralsee. Eine ökologische Katastrophe. Springer Verlag, Berlin, Heidelberg
- Lucke, B., 2007; Demise of the Decapolis. Past and Present Desertification in the Context of Soil Development, Land Use, and Climate. Vdm Verlag Dr. Müller, Saarbrücken
- Mensching, H.G., 1990; Desertifikation. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt 1990
- United Nations Environment Programme (Hrsg.): Global Deserts Outlook. United Nations, Nairobi 2006
Düne
- Bagnold, R.A., 1954; The Physics of Blown Sand and Desert Dunes. 2. Auflage. Methuen, London 1954, S. 265
- Baumhauer, R., 2006; Geomorphologie
- Cornish, V., 1914 Waves of Sand and Snow. Fisher Unwin, London
- Goudie, A. S., Livingstone, I., Stokes, S., 2000; Aeolian Environments, Sediments and Landforms
- Karcz, I., 1974; Fluvial Geomorphology. Hrsg.: M. Morisawa. State University of New York, Binghamton, N. Y., S. 149–173.
- Ibn Battuta; 1985; Reisen bis ans Ende der Welt 1325–1353. Stuttgart: Edition Erdmann, 1985. ISBN 3-522-60050-9
- Livingstone, I., Warren, A., 1996; Aeolian Geomorphology
- Petrov, M.P., 1976; Deserts of the World. Wiley, New York, N. Y.
- Schwämmle, H. J. Herrmann, 2003; Solitary wave behaviour of sand dunes. In: Nature. Band 426, S. 619–620
- Tsoar, H., 1974; Desert dunes morphology and dynamics: El-Arish (Northern Sinai). In: Zeitschrift für Geomorphologie. Band 20, S. 41–61.
- Worrall, G.A., 1974; Observations on some wind-formed features in the southern Sahara. In: Zeitschrift für Geomorphologie. Band 18, Nr. 3, S. 291–302.
Geomorphologie - Geophysik - Geochemie - Geographie der Wüsten
- Bagnold, R.A.; Myers, O.H.; Peel, R.F. ; Winkler, H.A., 1938; An Expedition to the Gilf Kebir and 'Uweinat, In: The Geographic Journal. Band 93, Nr. 4
- Besler, H., 1983; Der Wind als Erzeuger von Wüsten. Geowissenschaften in unserer Zeit; 1, 4; 109-114
- Blümel, W.D., 2013; Wüsten. Entstehung, Kennzeichen, Lebensraum.
- Bourseiller.P., 2004; Sahara. Knesebeck
- Gartung, W., 1992; Yallah Tibesti. Vom Tschadsee zu den Felsenmenschen. Westermann, Braunschweig
- Gentelle, P., Une géographie du mouvement. Le désert du Taklamakan et ses environs comme modèle. In: Annales de géographie. 567, S. 553–594.
- George, U.; 1976; In den Wüsten dieser Erde, ISBN:3455089852
- Hedin, S.; 1898; Durch Asiens Wüsten 1893-1897, ISBN:3865032494
- Hornetz,, B., 2003; Savannen-, Steppen- und Wüstenzonen.
- Jäkel, D., 2006; Dünenwüsten und Löss in China. In: Naturwissenschaftliche Rundschau. Band 59, Nr. 11.
- Lindemann, U., 2000 Die Wüste. Terra incognita – Erlebnis – Symbol. Eine Genealogie der abendländischen Wüstenvorstellungen in der Literatur von der Antike bis zur Gegenwart.
- Main, M., 1987, Kalahari - life's variety in dune and delta.
- Mares, M. A., Hrsg., 1999; Encyclopedia of Deserts. University of Oklahoma Press. p. 490.
- Marquet, P.A., Bozinovic, F. et al., 1998; Los ecosistemas del Desierto de Atacama y area andina adyacente en el norte de Chile. In: Revista Chilena de Historia Natural. Band 71, S. 593–617
- Martin, M., 1999; Die Wüsten Afrikas, Michael Martin, Frederking & Thaler, 2.Auflage
- Messan, 2001; Les Réserves Naturelle de l'Aïr et du Ténéré, Rapport à l'UNESCO
- Mensching, H., 1982; Physische Geographie der Trockengebiete. Wissenschaftliche Buchgesellschaft
- Page, J.; 1985; Wüsten ( Serie . der Planet Erde ); Time Life
- Permenter, J. L.; Oppenheimer, C. 2007; Volcanoes of the Tibesti massif (Chad, northern Africa). Bulletin of Volcanology. 69 (6): 609–626.
- Perrotti, C., 2008; In der Stille des Sandes. Allein durch die Takla Makan und die Simpson Desert. Frederking & Thaler, München 2008
- Salam, M. J.; Hammuda, O. S.; Eliagoubi, B.A. , 1991; The Geology of Libya, Volume 5. Elsevier.
- Sattin, Anthony Ham, Nana Luckham, Anthony (2007). Algeria (1st ed.). Footscray, Vic.: Lonely Planet. p. 188. ISBN 1741790999.
- Schiffers, H.; 1971; Die Sahara und ihre Randgebiete, ISBN:380390045X
- Schiffer, H., (Hrsg.); 1978; Tibesti - Die Entdeckung der Riesenkrater und die Erstdurchquerung des Sudan −1868-1874, Horst Erdmann Verlag, Tübingen und Basel
- Smith, D.; 1981; The Cambridge Encyclopedia of Earth Sciences
- Vesilind, Priit J. 2003; Atacama – The driest place on Earth; National Geographic Magazine
Gebirge und Vulkane in der Sahara
- Bagnold, R.A.; Myers, O.H.; Peel, R.F. ; Winkler, H.A.; 1938; An Expedition to the Gilf Kebir and 'Uweinat, 1938. In: The Geographic Journal. Band 93, Nr. 4
- Cremaschi, M., Di Lernia, S., 1999; Holocene Climatic Changes and Cultural Dynamics in the Libyan Sahara; African Archaeological Review 16(4): pp. 211–238
- Cremaschi, M.; Di Lernia, S.; Garcea, E. A. A., 1998; Some Insights on the Aterian in the Libyan Sahara: Chronology, Environment, and Archaeology; African Archaeological Review 15(4): pp. 261–286
- Debossens, G., 2004-2010; The natural arches of Tassili National Park; a comprehensive catalog (www.archmillennium.net)
- Dubief, J., 1999, L'Ajjer, Sahara central, Khartala, coll. « Homme et Société : Histoire et géographie »
- Karpoff, R.; Chavaillon, N.; Alimen, H.; 1963; Nouveaux gisements paléolithiques dans l'Adrar des Iforas (Sahara)», Bulletin de la Société préhistorique de France (en french) 60 (5-6): 352-
- Lajoux, J.D., 1977; Tassili n'Ajjer: Art Rupestre du Sahara Préhistorique
- Lhote, H., 1959; The Search for the Tassili Frescoes: The story of the prehistoric rock-paintings of the Sahara
- Martin, M., 1999; Die Wüsten Afrikas. Frederking & Thaler, 2.Auflage, ISBN 3-89405-382-8
- Mori, F., 1965; Tadrart Acacus, Turin, Einaudi
- Permenter, J.L., Oppenheimer, C., Volcanoes of the Tibesti massif (Chad, northern Africa).
- Schiffers, H. (Hrsg.), 1978; Tibesti - Die Entdeckung der Riesenkrater und die Erstdurchquerung des Sudan −1868-1874,
- Schlüter, T., Geological Atlas of Africa: With Notes on Stratigraphy, Tectonics, Economic Geology, Goehazards, Geosites and Geoscientific Education of each Country, Algeria
- Siliotti, A., 2009; Gilf Kebir Nationalpark. Geodia, Verona
- Staewen, C., 2005; Eine Fahrt ins Tibesti. Verlag G. Richter, 1. Auflage 2005, ISBN 3-00-015063-3 (Reisebericht aus dem Frühjahr 1964)
- Stoppato, M., Bini, A., Eklund, L.M., 2003; Deserts
- Uebel, T., 2014; Tschad: Berge des Wahnsinns (Die bizarren Felsformationen des Ennedi-Massivs im Tschad); Zeit-Magazin, 25.12.2014
- Wright, 2012; Geology and Mineral Resources of West Africa. Springer
Gipswüsten
- Fryberger, S.G., 2000. Geological Overview of White Sands National Monument. http://www.nps.go /whsa/Geology%20of%20White%20Sands/GeoHome.html.
- Kocurek, G., Havholm, K.G., 1994. Eolian sequence stratigraphy—a conceptual framework. In: Weimer, P., Posamentier, H.W. (Eds.), Siliciclastic Sequence Stratigraphy. American Association of Petroleum Geologists Memoir, vol. 58, pp. 393–409.
- Kocurek, G., Lancaster, N., 1999. Aeolian system sediment state: theory and Mojave Desert Kelso Dune Field example. Sedimentology 46, 505–515.
- Kocurek, G., Carr, M., Ewing, R., Havholm, K.G., Nagar, Y.C., Singhvi, A.K., 2007. White Sands Dune Field, New Mexico: age, dune dynamics and recent accumulations. Sedimentary Geology 197, 313–331.
- Szynkiewicz A., P.L.M. (2008). Gypsum dunes from White Sands National Monument - potential terrestrial analog to North Polar dunes on Mars.. 39th Lunar Planetary Science Conference. Houston TX.
- Szynkiewicz A., P.L.M. (2008). Isotopic biosignatures of bacterial sulfate reduction in gypsiferous sediments from Pleistocene/Holocene playas in New Mexico. Astrobiology, 8:415.
- Szynkiewicz A., P.L.M. (2008). Sulfur isotope signatures in gypsiferous sediments of the Tularosa and Estancia basins as indicators of sulfate sources and the local Holocene hydrological cycle.. New Mexico Geological Society Annual Spring meeting, p. 53.
- Szynkiewicz A., P.L.M. (2008). White Sands gypsum dunes - a terrestrial analog to North Polar dunes on Mars?. Planetary Dunes Workshop: A Record of Climate Change
- Szynkiewicz, A., Ewing, R.C., Moore, C.H., Glamoclija, M., Bustos, D., Pratt, L.M., 2010; Origin of terrestrial gypsum dunes—Implications for Martian gypsum-rich dunes of Olympia Undae; Geomorphology : 121 (69–83
- Tchakerian, V.P., Rindfleisch, P.R., Given, J., Wilkins, E.E., 2002. Aeolian geomorphology of the Salt Basins,West Texas. In: Lee, Jeffrey A., Zobeck, Ted M. (Eds.), Proceedings of ICAR5/GCTE-SEN Joint Conference, International Center for Arid and Semiarid Lands Studies. Texas Tech University, Lubbock, Texas USA, p. 422. Publication 02-2.
- Wilkins, D.E., Currey, D.R., 1997. Timing and extent of late Quaternary Paleolakes in the Trans-Pecos Closed Basin, West Texas and South-Central New Mexico. Quaternary Research 47, 306–315.
- Wilkins, D.E., Currey, D.R., 1999. Radiocarbon chronology and δ13 C analysis of mid- to late-Holocene aeolian environments, Guadalupe Mountains National Park, Texas, USA. The Holocene 9, 363–371.
Guelta
- Hölting, B., Coldewey, W.C., 2005; Hydrogeologie. Einführung in die Allgemeine und Angewandte Hydrogeologie. 6. Auflage. Spektrum akademischer Verlag, München
- Werner, L., Bubriski, K., 2007; Seas beneath the Sands. Saudi Aramco World: Über fossiles Wasser in der Libyschen Wüste
Impakte in der Wüste
- Alderman, A.R., 1931; The meteorite craters at Henbury.In: Nature no. 3240, vol. 128
- Buhl, S., McColl, D., 2012; Henbury Craters & Meteorites - Their Discovery, History and Study. Hrsg. von S. Buhl, Meteorite Recon
- Cukierski, D.O., 2013; Textural and compositional analysis of Fe-Ni metallic spherules in impact melt from Monturaqui Crater, Chile. Master’s thesis, University of Iowa. 2013
- Echaurren, J.C., Ocampo, A.C., Rocca, M.C.L., 2005; A Mathematic model for the Monturaqui Impact Crater, Chile, South America. 68th Annual Meteoritical Society Meeting.
- Hodge, P.W., 1965; The Henbury meteorite craters. In: Smithsonian Contributions to Astrophysics, vol. 8, no. 8, Washington
- Koeberl, C., Reimold, W.U., et al., 2005; Aorounga and Gweni Fada impact structures, Chad - Remote sensing, petrography, and geochemistry of target rocks. In: Meteoritics & Planetary Science. Band 40, Nr. 9/10, S. 1455–1471.
- Sanchez, J., Cassidy, W., 1966; A previously undescribed meteorite crater in Chile Sammelwerk= Journal of Geophysical Research. Band 71, Nr. 20, S. 4891–4895
- Ugalde, H., Valenzuela, M., Milkereit, B., 2007; An integrated geophysical and geological study of the Monturaqui impact crater, Chile. In: Meteoritics & Planetary Science. Band 42, Nr. 12, S. 2153–2163
- Vincent P.M., Beauvilain A., 1996. Découverte d'un nouveau cratère d'impact météoritique en Afrique : l'astroblème de Gweni-Fada (Ennedi, Sahara du Tchad). C.R. Acad. Sci. Paris, t. 323, série II a, pp. 987-997
Meteoriten in der Wüste
- Bühler, R.W., 1988; Meteorite. Urmaterie aus dem interplanetaren Raum. Birkhäuser-Verlag, Basel
- Koeberl, C.; Delisle, G.; Bevan, A., 1992; Meteorite aus der Wüste. Die Geowissenschaften; 10, 8;
- Marvin, U.B., 1996; Ernst Florenz Friedrich Chladni (1756–1827) and the origins of modern meteorite research. In: Meteoritics & Planetary Science. Allen PressS. 545–588
- Marvin, U.B., 2007; Théodore André Monod and the lost 'Fer de Dieu' meteorite of Chinguetti, Mauritania. In: Patrick N. Wyse Jackson (Hrsg.): Four Centuries of Geological Travel: The Search for Knowledge on Foot, Bicycle, Sledge and Camel. (Geological Society Special Publication) Geological Society, S. 201 (bei google books)
- Norton, O.R., Chitwood, L.A., 2008; Field guide to meteors and meteorites. Springer, London
- Norton, O.R., 2002; The Cambridge Encyclopedia of Meteorites. Cambridge University Press
- Schultz, L.,Schlüter, J., 2012; Meteorite. Primus Verlag, Darmstadt
Richat-Struktur
- Marvin, U.B., 2007; Théodore André Monod and the lost 'Fer de Dieu' meteorite of Chinguetti, Mauritania. In: Patrick N. Wyse Jackson (Hrsg.): Four Centuries of Geological Travel: The Search for Knowledge on Foot, Bicycle, Sledge and Camel. (Geological Society Special Publication) Geological Society, S. 201 (bei google books)
- Monod, T., 1986; Souvenirs sahariens d'un vieux géologue amateur, COFRHIGEO, Webseite der Annales des Mines
Sandsturm
- Chen, W.; Fryrear, D. W., 2002; Sedimentary characteristics of a haboob dust storm. Atmospheric Research. 61 (1): 75–85.
- Farquharson, J. S., 1937; Haboobs and instability in the Sudan. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society. 63 (271): 393–414.
- Idso, Carolyn W., 1973; Haboobs in Arizona. Weather. 28 (4): 154–155..
- Lawson, T. J.. 1971; Haboob Structure at Khartoum. Weather. 26 (3): 105–112.
- Middleton, N. J.; Goudie, A. S., 2001; Saharan dust: Sources and trajectories. Transactions of the Institute of British Geographers. 26 (2): 165.
- United Nations: Desertification: It's causes and consequences. 1977, ISBN 0-080-22023-1, S. 24
Sebhka
- Al-Farraj, A., 2005. An evolutionary model for sabkha development on the north coast of the UAE, Journal of Arid Environments, v. 63, p. 740
- Alsharhan, A.S., Kendall, C.G.St.C., 2003. Holocene coastal carbonates and evaporites of the southern Persian Gulf and their ancient analogues, Earth-Science Reviews, v. 61, p. 191
- Brügge, N., 2006; The non-impact origin of the Libyan Desert Glass (LDG)
- Butler, G.P., 1969. Modern evaporite eposition and geochemistry of coexisting brines, the sabkha, Trucial Coast, Arabian Gulf, Journal of Sedimentary Petrology, v. 39, no. 1, p. 70
- Füchtbauer, H., 1988; : Sedimente und Sedimentgesteine. 4. gänzlich neubearbeitete Auflage.
- Lokier, S.W., Steuber, T., 2007. Seasonal dynamics of a modern sabkha surface, Geophysical Research Abstracts, v. 9
- Patterson, R.J., Kinsman, D.J.J., 1981. Hydrologic Framework of A Sabkha Along Arabian Gulf, AAPG Bulletin, v. 65, p. 1457
- Patterson, R.J., Kinsman, D.J.J., 1982. Formation of Diagenetic Dolomite in Coastal Sabkha Along Arabian (Persian) Gulf, AAPG Bulletin, v. 66, no 1, p. 28
- Warren, J.K., Kendall, C.G. St. C., 1985. Comparison of Sequences Formed in Marine Sabkha (Subareal) and Salina (Subaqueous) Settings—Modern and Ancient, AAPG Bulletin, v. 69, no, 6, p. 1013
- http://www.geodz.com/deu/d/Sabkha
Wandernde Steine
- Bojanowski, A., Das Geheimnis der streunenden Felsen (SPIEGEL ONLINE) http://www.spiegel.de/wissenschaft/natur/0,1518,716545,00.html
- Collier,M., 1990; An introduction to the Geology of Death Valley
- Monastersky,R., 1995; Icy theory explains strange sliding stones; Science News: 148, 12, 182
- Page,J., 1985; Wüsten; Time Life : Der Planet Erde
- Sharp,R.P., Glazner,A.F., 1996; Geology underfoot in Death Valley and Owens Valley
- Zubritsky, E., (NASA's Goddard Space Flight Center): The Mysterious Roving Rocks of Racetrack Playahttp://www.nasa.gov/topics/earth/features/roving-rocks.html
Wüstenglas
- Barnes, V.E., Underwood, Jr., J.R., 1976; : New investigations of the strewn field of Libyan Desert Glass and its petrography. Earth and Planetary Science Letters, 30, pp. 117-122
- Clayton, P.A., Spencer, L.J., 1934 Silica-glass from the Libyan Desert. Min.Mag. 1934, 23, pp. 501-508
- George, U., 2000; Der Stein des Tutanchamun. GEO, Heft 10, pp.18-46
- de Michele, V., (ed.); 1997; Proceedings of the Silica '96 Meeting on Libyan Desert Glass and related desert events, Bologna, 1997
- Diemer, E., 1996; Le verre libyque: une impactite ? Beitrag zum Kongress Silica 96 (Bologna)
- El-Baz, F., Ghoneim, E., 2006; Largest Crater in the Great Sahara Discovered by Boston University Scientists, Boston University News Release, 3.3.2006
- Feller, M., 1996; Vitreous silica from the Sahara; In: SILICA '96, p. 11-114
- Frondel, Clifford, 1962; The System of Mineralogy of James Dwight Dana and Edward Salisbury Dana Yale University 1837-1892, Seventh edition, Volume III: 325.
- GEO ; 2000; der Stein des Tut-anch-Amun; Geo 10
- Greshake, Koeberl, Fritz, Reimold; Meteoritics & Planetary Science, Vol. 45, Issue 6, pages 973–989, June 2010
Brownish inclusions and dark streaks in Libyan Desert Glass: Evidence for high-temperature melting of the target rock (pdf + full article HTML)
- Gucsik, Koeberl, Brandstätter, Libowitzky, Zhang, 2004; Meteoritics & Planetary Science, Vol. 39, Issue 8, pages 1273–1285 (Infrared, Raman, and cathodoluminescence studies of impact glasses)
- Jux, U., 1983; Zusammensetzung und Ursprung von Wüstengläsern aus der Grossen Sandsee Ägyptens. Z.dt.geol.Ges., 134, pp. 521-553
- Kleinmann, B., 1968; The breakdown of zircon observed in the Libyan desert glass as evidence of its impact origin. Earth and Planetary Science Letters 5, 497-501.
- Kleinmann, B., Horn, P., Langenhorst, F., 2001; Evidence for shock metamorphism in sandstones from the Libyan Desert Glass strewn field. Meteoritics & Planetary Science 36, 1277-1282
- Koeberl, C., Rampino, M.R., Jalufka, D.A., Winiarski, D.H., 2003; A 2003 Expedition into the Libyan Desert Glass Strewn Field, Great Sand Sea, Western Egypt. Proceedings of the meeting on Large Meteorite Impacts (2003), Lunar and Planetary Institute, USRA, Center of Advanced Studies. Third International Conference on Large Meteorite Impacts, August 2003, Nördlingen, Germany, abstract no.4079
- Kramers, J., Block, D., Andreoli, M., (2013). First ever evidence of a comet striking Earth. Wits University.
- Kramers, J.D et al, 2013; Unique chemistry of a diamond-bearing pebble from the Libyan Desert Glass strewnfield, SW Egypt: Evidence for a shocked comet fragment. Earth and Planetary Science Letters 382, 21-31
- Olsen, J.W., Underwood, J.R., 19979; Desert Glass - An Enigma. Saudi Aramco World, Sept/Oct 1, Vol. 30, Number 5:
- Pratesi, G., Viti, C., Cipriani, C., Mellini, M., (2002); Silicate-silicate liquid immiscibility and graphite ribbons in Libyan desert glass. Geochimica et Cosmochimica Acta 66, 903-911.
- Rocchia, R., Robin, E., Fröhlich, F., Amossé, J.A., Barrat, Méon, H., Froget, L., Diemer, E., 1996; The impact origin of Libyan Desert Glas. In: Silica 96
- Rogers, A.F., 1930; A unique occurrence of lechatelierite or silica glass, American Journal of Science: 19: 195-202.
- Seebaugh, W. R., Strauss, A. M., 1984; Libyan Desert Glass: Remnants of an Impact Melt Sheet. LUNAR AND PLANETARY SCIENCE XV, 744-745.
- Spencer L.J., 1939; Tektites and silica-glass. Min.Mag., No.167, 25, pp. 425-440
- Weeks, R., 1984; Libyan Desert glass: A review. Journal of Non-Crystalline Solids, 67, 593-619.
- http://www.tlc-exped.net/LDSG.html#Fundhistorie
Yardang
- Besler, H., 1992; Geomorphologie der ariden Gebiete. Wissenschaftliche Buchgesellschaft
- Goudie, A.S., 2007; Mega-Yardangs: A Global Analysis. Geography Compass 1(1):65-81,
- Halimov, M., 1989; Eight yardang types in central Asia. In: Zeitschrift für Geomorphologie. NF 33, S. 205–217
- Hedin, S.A., 1903; Central Asia and Tibet, 2 vols, pp. 608, New York and London: Charles Scribner and Sons
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