Tektonische Geomorphologie

Tektonische Geomorphologie
(Literatur: Burbank, D.W. and R.S. Anderson, Tectonic Geomorphology, Blackwell Science, Oxford, England, 2001; Noller
J.S., Sower, J.M., Lettis, W.R., Quaternary geochronology: methods and applications, AGU Reference Shelf 4: Washington ,
582p., 2000; Pratt, B. et al., Geology, 30, 911-914, 2002; England, P., and Molnar, P., Surface uplift, uplift of rocks, and
exhumation of rocks, Geology, 18, 1173-1177, 1990; Zeitler, P., Cooling history of the NW Himalaya, Pakistan, Tectonics,
127-151, 1985; Fitzgerald, P.G. et al., 1995, Uplift and denudation of the central Alaska Range: A case study in the use of
apatite fission track thermochronology to determine absolute uplift parameters. JGR, 100, B10, 20175-20191; Muzikar et al.,
Accelerator mass spectrometry in geological research, GSA Bulletin, 115, 6, 643-654, 2003; Armstrong et al., Is the Wasatch
fault footwall (Utah, United States) segmented over million-year time scales? Geology, 32, 5, 385-388, 2004; Ryan, J.W. and
Ma, C., NASA-GSFC’s geodetic VLBI program; a twenty-year retrospective. Geodesy and global change. Physics and
Chemistry of the Earth, 23, 1041-1052, 1998; Hodges, K. V., J. M. Hurtado, K. X. Whipple, Southward extrusion of Tibetan
crust and its effect on Himalayan tectonics, Tectonics, 20(6), 799-809, 10.1029/2001TC001281, 2001.); and many more
Abkürzungen: BA – Burbank and Anderson; NSL – Noller, Sower, Lettis; P – Pratt et al.; EM – England & Molnar; Z –
Zeitler; F – Fitzgerald et al.;
Einleitung
Definition: Wettbewerb zwischen tektonischen Prozessen, die Topographie aufbauen und Oberflächenprozessen, die Topographie ausgleichen.
Beiträge aus: Seismologie, Geodäsie, Strukturgeologie, quartäre Klimaentwicklung, Geo/Thermochronologie, Paläobotanik, Isotopengeochemie, Geomorphologie, Sedimentologie, …. (Abb. Stellung
in der Tektonik)
Involvierte Zeitskalen (Fig. 1.1-BA)
(a) Holozäne Zeitskala (letzte 10.000 a): postglaziale Zeit mit wenig Klimaschwankung. Vorteile:
Ursache und Wirkung können direkt untersucht werden, z.B. Störungsaktivität verursacht
Kippung der Landoberfläche; Rate der Krustendeformation kann mit der Sedimentfracht der
Flüsse verglichen werden; …. Nachteile: Zeitintervalle von tektonischen Bewegungen (z.B.
Erdbeben) sind so groß, dass kein oder ein unbedeutendes tektonisches Signal auftritt (bei
Zeitskalen >104 werden tektonische Bewegungen stetig = Angabe von mittleren Deformationsraten möglich); Raten der geomorphologischen Prozesse sind nicht repräsentativ für
längere Zeiträume = geomorphologische Prozesse als Antwort auf tektonische Prozesse
können länger als das Holozän dauern;
(b) ~100.000 a: ein oder mehrere glaziale–interglaziale Zyklus(-en) mit Meeresspiegelschwankungen, Gletschergrößenänderungen, Flusswasserführungsschwankungen, etc. laufen
ab; diese Zeitskala generiert die meisten geomorphologischen Marker (Moränen,
Flussterrassen…). Nachteil: Bei Zeitskalen >105 sind die meisten geomorphologischen Marker
durch Erosion stark beeinträchtig.
(c) ~1 Ma: mehrere Klimazyklen sind für eine „gemittelte (zeitintegrierte) Landschaft (’timeaveraged landscape’)“ verantwortlich.
Klassische Modelle der Landschaftsentwicklung (Fig. 1.2-BA)
Morris Davis, ~1900: Tektonisch-morphogenetische Phase am Beginn des geomorphologischen
Zyklus. Degradation der Topographie führt zur Rumpflandschaft (Abtragungsfläche, „peneplane“).
Walther Penck, ~1950: Tektonisch-morphogenetische Phase nimm zu und ab (wellenförmig) und steht
einer dauerhaft wirkenden geomorphologischen Phase gegenüber; Reliefbildung ist ein Wettstreit
zwischen Deformation und Erosion.
John Hack, 1975: Langanhaltende tektonische und geomorphologische Prozesse führen zu einem
dynamischen Gleichgewicht. Er erkannte die Bedeutung der Gesteinsfestigkeit, die die Steilheit eines
Reliefs (Hangneigung) bestimmt. Es gibt für eine bestimmte Gesteinsfestigkeit und einen bestimmten
geomorphologischen Prozess (z.B. Erosion) eine maximal mögliche Topographie (siehe später).
1
Die Integration dieser Modelle braucht ein Verständnis der „response time“ (Ansprechzeit) eines
geomorphologischen Systems (Fig. 1.3-BA): Beispiel der Wirkung eines Abschiebungsereignisses am
Ausgang eines Einzugsgebietes („drainage basin“). Die Erosionswelle wird das fluviatile System
aufwärts propagieren; es beginnt mit der Versteilung des Flussgradienten am Einzugsgebietsausgang
und endet mit der Veränderung der Gestalt des gesamten Einzugsgebietes. Zeitlich gesehen ist eine
klare Hierarchie der „reponse time“ ausgebildet: Flüsse reagieren vor (zeitlich) Hangneigungen, etc.;
kleine geomorphologische Einheiten (z.B. Fluss) werden von Einzelereignissen betroffen, große
Einheiten (z.B. Form des Einzuggebietes) reagieren wenig bis überhaupt nicht auf Einzelereignisse.
Numerische Modelle („surface-process models“), die Flusseinschneidung, Sedimenttransport und
Hangerosion verbinden, sagen eine Verzögerung zwischen dem Deformationsbeginn und dem Beginn
der geomorphologischen Prozesse voraus; die Gesamtentwicklung des geomorphologischen Systems
und die Größe der Verzögerung hängen stark von der Art der tektonischen Deformation, die das
System treibt ab (stetige tektonische Ereignisse, Deformationsspitzen, …; Fig. 1.4-BA).
Aktuelle Kontoversen in der tektonischen Geomorphologie (Beispiele)
(1) Die Heraushebung von Gebirgen (=Tektonik) resultiert in klimatischer Abkühlung und führte z.B.
zu den spät-känozoischen Eiszeiten (=Klimaänderung)
ODER
die spät-känozoische Abkühlung (=Klimaänderung) verstärkte die Erosion und führte durch eine
Talvertiefung zu einer isostatischen Hebung der Gebirgsspitzen (=Tektonik).
(anders gesagt: verursachte das Klima die Heraushebung der Gebirgsspitzen oder führte die Erhöhung
der Gebirge („surface uplift“) zu einer Klimaänderung?)
Lösung ist extrem schwierig, Ingredienzien sind:
(a) Wie bestimmt man die mittlere Höhe eines Gebirges heute (Lösung: … DEM) und in der
Vergangenheit (Lösung?: …. Paläobotanik, Isotopenverhältnisse);
(b) Kann erhöhte Erosion die Höhe der Bergspitzen erhöhen – ja (Fig. 1.5-BA) – falls nur die Täler
vertieft werden. Tritt so eine Art der Erosion auf? Intuitiv sollten erhöhte Erosionsraten das topographische Relief erhöhen und damit die Gipfelhöhen steigern. Demgegenüber besagen theoretische
Studien, dass erhöhte Erosion die Flussgradienten vermindert!
(2) Erdbebenvorhersage.
Die Paläoseismologie hat z.B. Modelle entworfen, die ein bestimmtes „Wiederholungsintervall“ von
„charakteristischen Erdbeben“ vorhersagen; dass heißt, dass jedes neues Erdbeben dem vorhergehende
Beben ähnelt und dass die Beben in annähernd gleichen Abständen erfolgen (Fig. 1.6-BA). Ist dies so?
Die geomorphologische Entwicklung der Erdbebenregion sollte hier Anhaltspunkte liefern.
(3) Dynamische Landschaftsentwicklung in aktiven Orogenen.
Das Konzept des dynamischen Gleichgewichts impliziert, dass im Durchschnitt über die Zeit die
Landschaft eine steady-state Form erreicht, in der die Höhe der Gipfel, die Steilheit der Hänge und das
topographische Relief um einen Mittelwert („long-term mean“) fluktuiert.
In aktiven Orogenen gibt es Probleme:
(a) Können Erosionsraten die plattentektonischen Hebungsraten von einigen mm/a erreichen?
(b) Welche erosiven Prozesse sind aktiv (Flusseinschneidung, Hangrutschungen, glaziale Erosion,
Umwandlung von Gestein in Boden) und wie wichtig sind diese Prozesse in verschiedenen Gebirgen
unter verschiedenen Klimaten? Oder spielt erosive Denudation eine untergeordnete Rolle gegenüber
tektonischer Denudation?
(c) Was bedeuten steady-state Topographie und dynamisches Gleichgewicht in den wichtigen Zeitskalen, die über gesamte glaziale-interglaziale Zyklen hinausgehen?
Einteilung der Vorlesung
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Geomorphologische Marker
Datierungsmethoden
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Strukturen, die die geomorphologischen Marker zerschneiden
Raten der geomorphologischen Entwicklung: Kurzzeitraten (Geodäsie)
Raten der geomorphologischen Entwicklung: „Langzeitraten – Definition von Erosions- und
Hebungsraten
Raten der geomorphologischen Entwicklung: Holozäne Deformation und Landschaftsentwicklung
Raten der geomorphologischen Entwicklung: Deformation und Geomorphologie über mittlere
Zeitskalen
Raten der geomorphologischen Entwicklung: Tektonische Geomorphologie im späten Känozoikum
Geomorphologische Marker
Definition: Identifizierbare geomorphologische Merkmale oder Oberflächen, die ein Referenzgerüst
liefern, gegen das die differentiellen oder absoluten (was ist das?) tektonischen Bewegungen gemessen
werden können.
Müssen drei Charakteristika haben:
(1) bekannte initiale undeformierte Geometrie;
(2) bekanntes Alter;
(3) hohes Erhaltungspotential in Bezug zur Zeitskala des untersuchten tektonischen Prozesses.
Datierung der Marker: (1) Indirekt, z.B. durch Beziehung der Marker zu bekannten und datierten
Klimavariationen (Beispiel: Klimaänderung verändert Wasserführung und Sedimentlast eines Flusses.
Danach: Fluss schneidet sich tiefer ein – Bildung von Flussterrassen (= Marker); bekanntes Alter der
Klimaänderung gibt Alter der Terrassen). (2) Direkte, absolute Datierung.
Planare geomorphologische Marker
Marine Terrasse, Strände, und Küstenlinien
Terrassen
Destruktive Terrassen (Abrasionsterrassen): Resultieren aus Meeresspiegelvariation, verursacht
durch eine Kombination von lokalen Vertikalbewegungen in Bezug zum Geoid und globalen
(eustatischen) Meeresspiegelschwankungen. Die eustatischen Schwanken sind jedenfalls für das
Pleistozän hauptsächlich durch das unterschiedliche Volumen kontinentaler Eisschilde bedingt.
Wesentliche morphologische Merkmale – Fig. 2.1-BA. Die Abrasionsrampe ist abhängig von der
Wellenenergie und erstreckt sich nicht tiefer als die typische Wellenbasis (~10 m). Nimmt man ~1°
Neigung, so sind Abrasionsebenen ≤ 500 m (tan1°=x/10m, x=573m). Die Brandungshohlkehle
(„wave-cut notch“) und/oder die Verbindungslinie der Abrasionsebene mit der Steilküste gibt den
Meeresspiegel zur Zeit der Bildung des geomorphologischen Merkmals; in 2D repräsentiert diese
Kehle paläo-horizontal.
Konstruktive Terrassen: Durch Korallen und assoziierte Algen in Wasser mit Winter-T >18°C und
normaler Salinität. Wachstumsraten ~10 cm/a. Bei stabilem Meeresspiegel → Plattformbildung (in
wenigen 1000 a erreicht), bei Meersspiegelerhöhung voraussagbares vertikales und horizontales
Wachstum, bei Meersspiegelfall Brandungshohlkehlen-Bildung im Vorriff (Fig. 2.2.-BA); bei
erodierten Riffen hilft das Wissen über die Wachstumsposition von Korallen im Riff, das komplette
Riff zu rekonstruieren. Terrassenbildung, wenn die Raten der tektonischen Bewegung und der
Bewegung des Meeresspiegels annähernd gleich sind (= also, wenn sich nichts verändert).
→ Ist die Geschichte der Meersspiegelschwankungen bekannt und ist es möglich zwischen den
unterschiedlichen Terrassen und vergangenen Meeresspiegelständen zu korrelieren, lassen sich
vertikalen Versetzungsraten berechnen.
Einschub: Konstruktion der Meeresspiegelschwankungen (Meeresspiegelstände) aus der O-Isotopen
Zusammensetzung von Meerwasser
3
O-Isotopenzusammensetzung reflektiert unterschiedliche Vergletscherung (Box 2.1-BA). Das Muster
der O-Isotopenfluktuation hergeleitet aus Tiefmeeresbohrkernen liefert ein qualitatives Maß für Klima
und Meeresspiegelschwankungen (Fig. 2.3-BA).
Keine 1:1 Beziehung zwischen Isotopen- und Meeresspiegel-Schwankungen, weil:
(1) Oberfläche der Ozeane nimmt zu/ab bei Anstieg/Fall des Meeresspiegels (keine ideale Badewanne
mit steilen Wänden);
(2) Anstieg/Fall bewirken isostatische Ausgleichsbewegungen in Mantel.
Die besten Abschätzungen für vergangene Meeresspiegelschwankungen benötigen eine Kalibrierung
→ radiometrische Datierung von Korallenterrassen entlang sich hebender Küsten (z.B. Huon
Halbinsel – Neuguinea).
Musterbeispiel: Terrassen der Huon Halbinsel: Hebung durch Subduktion Australiens.
 Beobachtung: Terrassen werden mit zunehmender Höhe älter und zeichnen den relativen
Meeresspiegelwechsel auf (tektonische Hebung + wirkliche Meeresspiegeländerungen).
 Wirkliche Meeresspiegelwechsel sind eustatisch.
 Scheinbare Meeresspiegelwechsel resultieren aus vertikalen Versätzen (Hebung) des Landes
(tektonische Hebung oder Subsidenz). Annahme: Nimmt man für das Zeitintervall in dem sich
Terrassen bilden stetige tektonische Bewegungen an, dann wird der scheinbare Meeresspiegelwechsel
linear sein.
Bestimmung der wirklichen Meeresspiegelwechsel aus:
wirklich (eustatisch) = relativ (alles) – scheinbar (tektonisch)
Beispiel (Fig. 2.4-BA):
(1) Bestimmung des absoluten Alters der Terrassen und ihre Höhe über NN = relativer Meeresspiegelwechsel (in m/ka).
(2) Scheinbarer Meeresspiegelwechsel = tektonische Hebung. Aus Korrelation von Terrassen in anderen
Arealen, für die die Position des Meeresspiegels für eine Zeit in der Vergangenheit zum heutigen
Meeresspiegel bekannt ist (z.B. in tektonisch inaktiven Gebieten, kann zeitlich sehr unexakt sein) mit den
Terrassen am Untersuchungsort (Beispiel: 125 ka Terrasse ist auf 131 m (= relative Meeresspiegelposition).
Annahme, dass sie sich während des letzten interglazialen Maximums mit Meeresspiegel +6 m zum heutigen
gebildet hat. Die tektonische Hebung (scheinbarer Wechsel) ist dann 125 m (131-6 m) und die
durchschnittliche Hebungsrate ist dann 1 m/ka (125 m/125 ka) (ergibt scheinbaren Meeresspiegelwechsel).
(3) Berechnung: wirklich = relativ – scheinbar (siehe auch Fig. 2.4-BA).
Wirkliche Meeresspiegelwechsel-Kurven sind gut bekannt für die letzten 135 ka (Fig. 2.5-BA); ältere
Kurven werden den O-Kurven nachmodelliert.
Sturmrücken („beach ridges, berms“): entlang „pebble beaches“; geben extreme Sturmereignisse wider
(Fig. 2.6-BA). Verwendung wie Brandungshohlkehlen.
Freiwillige reading assignment: Anderson et al., The generation and degeneration of marine Terraces. Basin
Research, 11, 1999.
Lakustrine Küstenlinien
Brandungshohlkehlen und Strandlinien wie im marinen Milieu nur kleiner (z.B. klassische Arbeit von
K. Gilbert, 1890, Bonneville See – Vorgänger Great Salt Lake, Utah; Fig. 2.7-BA).
Keine globalen „eustatischen“ Seestände: Höchststände zeitlich sehr variabel als Funktion von (Fig.
2.8-BA):
(1) Füllung eines Beckens beginnt erst, wenn ein Becken näher dem Flussursprung überläuft
(Terrassenbildung also zeitlich versetzt);
(2) Differentielle Erosion des Seeausgangs (unterschiedlich resistente Gesteine (so sinkt ein
Seespiegel schneller als ein anderer));
(3) Seeausgänge sind sehr effektiv den Seespiegel konstant zu halten (auch wenn Zustrom sich stark
ändert (zunimmt)).
Folge: → jede lakustrine Küstenlinie muss datiert werden
4
Deltas
Generell sehr große geomorphologische Merkmale (> als Standterrassen, etc.). Nachteil: Punktmerkmale anstatt Linienmerkmale (für letztere müssen mehrere, gleich alte Deltakörper kartiert werden).
Wasserspiegel wird durch den Kontakt von horizontal- und schräg-geschichteten Sedimentkörpern
(„topsets and forsets“) angegeben (Fig. 2.9-BA).
Flussterrassen
Was kontrolliert Flussterrassen?
Stream power (Strömungspotential, Erosionspotential): Rate des Verbrauchs von potentieller Energie
(des Wassers) per Einheitslänge des Flusses; ist proportional zur Neigung des Wasseroberfläche und
zur Wasserführung (Box 2.2-BA). Bestimmt das Flussverhalten: d.h. ob Akkumulation oder
Degradation auftreten; das Flussverhalten ist aber auch abhängig von der Sedimentfracht, dem
Durchmesser der Sedimentpartikel und der Topographie des Flussbetts.
Schwelle des kritischen Wasserkraft („threshold of critical power“): Gleichgewichtszustand, bei dem
weder akkumuliert noch degradiert wird (Fig. 2.10-BA).
Aggradationale (akkumulierende, konstruktionale) Terrassen (Fig. 2.11-BA): zuerst Akkumulation
von Alluvium, dann Einschneiden des Flusses (die „threshold of critical power“ wurde während der
Terrassenbildung überschritten, wahrscheinlich als Folge von Klimaänderungen). Im regionalen
Maßstab sind diese Terrassen durch einen langsam abnehmenden, konkaven Gradienten bestimmt (zur
Flussmündung).
Degradationale Terrassen: gepaarte Terassen (Fig. 2.11-BA): entstehen, wenn der Fluss im Gleichgewicht ist („steam power equilibrium“) – keine Einschneidung; danach wieder Abdriften aus dem
Gleichgewicht bis ein neues erreicht wird.
Gepaarte (meist aggradationale) Terrassen entstehen häufig als Antwort auf Klimazyklen: diese
Terrassen können mit Moränen korreliert werden, die Gletschervorstöße/-Rückzüge markieren. (siehe
eiszeitliche-nacheiszeitliche Flüsse im Alpenvorland oder Nord-Zentral-Deutschland). Die Alter dieser
Terrassen sind regional gleich.
Ungepaarte Terrassen: wenn der Fluss im alten Alluvium stark mäandriert und auch seine
Flussrichtung ändert. Nur als lokale geomorphologische Marker geeignet.
Bedrock oder strath Terrassen: wahrscheinlich durch unterschiedliche bedrock Zusammensetzung und
dadurch bedingte unterschiedliche Einschneidungsraten gegeben. In weicheren Sedimenten ist die
Flussneigung geringer, „stream power“ ist geringer, der Fluss ist breiter: es bilden sich lokale
Terrassen. Nur als lokale geomorphologische Marker geeignet.
Σ: Terrassenbildung ist generell komplex und eine Einzeitigkeit der Bildung eines Aggradations/
Degradations-Horizonts kann nicht angenommen werden: siehe Beispiel Fig. 2.12-BA-caps.
Alluvialterrassen bilden sich in gekoppelten, komplexen Systemen, die Erosion, Transport und
Ablagerung umfassen. Diese Systeme antworten nicht augenblicklich auf Änderungen in den
kontrollierenden Parametern, wie Abfluss, Sedimentanlieferung, Heraushebung, Vorflutererniedrigung. Viele Entwässerungssysteme haben Zeitskalen, die zur Änderung des Gleichgewichts
bezogen sind („equilibrium reponse times“), die größer als 105 Jahre sind; demgegenüber sind
klimatisch bedingte Abflussmengenänderungen viel schneller → so werden Gleichgewichte in
einem fluviatilen System selten erreicht und dies spiegelt sich in den Terrassen wider.
Alluvialfächer
Ähnlich zu Flussterrassen. Neigung nimmt ins Vorland ab, mit einem leichten konkav-noch-oben
Profil. Ablagerungsmechanismus: meist debris flows (Schlamm-, Massen-Ströme).
5
Die Ablagerungen auf Alluvialfächern sind häufig episodisch. Dadurch unterschiedlich alte Oberflächen erhalten; die Verwitterung von Klasten und der Oberflächen erlaubt oft die Altersunterscheidung (z.B. Bruchbildung, Verwitterungsrinden und Verwitterungslack (’varnish’), Rotfärbung
(’reddening’) an den Klastunterseiten, granulare Disintegration). Bild Tibet (Van der Woerd)
Gute geomorphologische Marker, da der mittlere Flächengradient meist gut bestimmt werden kann
und Versätze dadurch leicht erkannt werden (Fig. 2.13-BA).
Lavadecken, Massenströme, Hangrutschungen
Lavadecken sind oft ideal, weil sie hohes Erhaltungspotential haben und gut zu datieren sind. Große
Massenströme sind häufig Einzelereignisse und beinhalten (entweder an ihrer Basis oder im Inneren)
organische Ablagerungen, die gut datiert werden können.
Erosionsflächen
Pedimente: geographische kleinere Erosionsoberflächen mit niedrigem Relief, die in einen Gesteinsverband eingeschnitten wurden, und während langer tektonischer Ruhezeiten entstanden sind.
Rumpflandschaften (’peneplanes’): sind über geographisch größere Regionen verbreitete, schwach
undulierende und generell merkmalslose Ebenen, die durch fehlende tektonische Aktivität und
lang anhaltende Erosion mit Ablagerungen in (oft abflusslosen) Becken, entstanden sind.
Winkeldiskordanzen: …..
Diese morphologischen Merkmale können tektonisch gehoben werden. Die gehobenen Teile in
Gebirgen (häufig Frontalketten) können mit den undeformierten Bereichen im Vorland verglichen
werden; differentielle Bewegungen in Gebirgen können durch laterale Korrelation dieser Ebenen
durchgeführt werden.
Lineare geomorphologische Marker
Liefern Durchstoßpunkte für die Bestimmung des Versatzes.
Flüsse und Rücken
Flüsse und Rücken werden durch Seitenverschiebungen versetzt (Fig. 2.15A-BA) und es können
„enthauptete“ Bäche (’beheaded’; abruptes Ende eines Bachlaufes entlang einer Störung) entstehen
(Fig. 2.15B-BA). Auch vertikale Versätze können bestimmt werden: der Bach wird die Störungsstufe
schnell einschneiden, jedoch können Terrassen des ursprünglichen Talbodens entlang des hochgehobenen Oberlaufes erhalten bleiben (Fig. San Andreas)
Moränen
Haben eine klare klimatische Ursache. Dadurch sollten aufeinander folgende Gletschervorstöße mit
quartären klimatischen Fluktuationen korreliert werden können.
Die Moränenerhaltung ist komplex, wenn man bedenkt, dass 10 größere Vergletscherungen in den
letzten 1 Ma aufgetreten sind und man nicht davon ausgehen kann, dass sie in ihrer Stärke abgenommen haben; vielmehr kann man annehmen, dass ihre Größe ziellos verteilt war. Klassische Studien in
den Alpen und anderswo belegen z.B. vier größere Vergletscherungen!
Die Wahrscheinlichkeit (P) der Erhaltung von n Moränen während N Vergletscherungen ist:
n 1
P  
N N
 n 1 
P

N  n 1  N 
N 1

z.B. n = 2, N = 4.
1 1
 2  1  1
1
 1  1
P    P   P   P   (1   )  0.458
2 3
 4  4  1
2
 3  4
Probiert man dies aus für verschiedene Anzahl von Eiszeiten und Moränen, so zeigt sich, dass die
wahrscheinlichste Anzahl der überlebenden Moränen (mit höchstem P) drei ist (Box 2.3-Abb-BA).
Probleme mit geomorphologischen Markern
* Alter (nächstes Kapitel); * Korrelation von teilweise erhaltenen Markern (Fig. 2.16-BA)
6
Datierungsmethoden
Relative Datierungstechniken
Übersicht: Table 3.1-BA.
Klingender versus dumpfer Schlag – Methode der seismischen Wellenausbreitungsgeschwindigkeit in
Klasten
Mikrobruchdichte nimmt mit zunehmender Verwitterung zu (Fig. 3.1-BA) und die seismische Wellenausbreitungsgeschwindigkeit nimmt mit der Mikrobruchdichte ab. Funktioniert in Fällen in denen die
Rate der Mikrobruchdichtenbildung und die Lithologie uniform sind. Die Methode kann semiquantitativ werden, wenn sie gegen Oberflächen mit bekanntem Alter geeicht wird.
Verwitterungsrinden
Die Bildungsrate von Verwitterungsrinden (meist entfärbte Minerale) ist abhängig von der Lithologie,
vererbten Rinden, und dem lokalen Klima. Da die mineralogischen Veränderungen wahrscheinlich
chemisch bedingt sind, also durch Diffusion kontrolliert werden, gilt wahrscheinlich eine Abhängigkeit der Dicke von der Quadratwurzel der Zeit ( L ~ 2 t ,  -Diffusivität, t-Zeit seit Beginn des
Prozesses); wenige Eichungen wurden bis jetzt durchgeführt (Fig. 3.2-BA).
Obsidianhydratisierungsrinden
Wachstum von Hydratisierungsrinden durch Oberflächenverwitterung, wenn hoch-Si Glas in Kontakt
mit Luft tritt. Gemessen in Dünnschliffen senkrecht zur Oberfläche und erkennbar durch einen starken
Wechsel im Brechungsindex. Dicke der Rinden ist wenige m. Kalibrierung notwendig, da die
Hydratisierungsrate von der Zusammensetzung des Obsidians und der Temperatur abhängig ist (Fig.
3.3-BA).
Bodenbildung
Harden Index: integrierte Messung der Bodenreife: Tonmineralgehalt, Bodenfarbe, Bodenstruktur.
Karbonatrinden: In ariden Gebieten akkumuliert Boden CaCO3 in Oberflächennähe. Regenwasser
kann Ca direkt anliefern oder löst Ca-haltige Minerale. Eine Wiederabscheidung erfolgt aus Caübersättigten Lösungen, die durch H2O Evaporation oder H2O Aufnahme durch Pflanzen entstanden
sind; des Weiteren begünstigen CO2 Absenkung und T-Absenkungen im Boden die Ausfällung durch
Abnahme der Löslichkeit für Kalzit. Sowohl der Gesamtgehalt von Karbonat als auch der Karbonatgehalt in den Rinden und die Dicke der Rinden an der Basis von Klasten wurden als Alterskriterium
genommen. Eine quantitative Nutzung dieser Rinden benötigt wieder eine absolute Kalibrierung (siehe
U-Serien-Datierung) (Fig. 3.4-BA).
Lichenometrie
Der Durchmesser von Flechten (Englisch ’lichen’ [laikern]), meist rhizocarpon, wird als Zeitmass für
den Oberflächenaufschluss von Gesteinen genommen. Annahme: ~kreisförmiges und lineares Wachstum mit der Zeit. Datiert werden meist glaziale Settings und die Zeitpunkte von Bergstürzen. Moderne
Ansätze ab Mitte der 90er Jahre verwendet den maximalen Durchmesser von 100-10000 Flechten
(Messung mit digitaler Schublehre) und Kalibrierung gegen die Baumringchronologie oder mit Hilfe
des Flechtenwachstums auf menschlichen Strukturen (z.B. Grabsteinen) (Fig. 3.5-BA).
Histogramme erlauben die Unterscheidung von Einzelereignissen in den letzten 500 Jahren mit
einem Fehler von  3-10 Jahren, also in einem Zeitraum, der für die Paläoseismologie gebraucht wird
und für den es keine andere gute Datierungsmethode gibt (Fig. 3.6-BA). Einschränkungen betreffen
die unterschiedliche Klimaten, in denen Flechten wachsen und deren Wachstumsabhängigkeit von
ihrer Exponiertheit.
Absolute Datierungsmethoden
Übersicht Tabelle 3.2.
7
Baumringe(Dendrochronologie)
Wird verwendet, um Oberflächen zu datieren und Klimaänderungen nachzuvollziehen. Da die Dicke
der jährlichen Wachstumsringe durch klimatische Bedingungen, Wasserverfügbarkeit und Temperatur
vorgegeben ist, können Zeitserien von Baumringdicken als Proxy für klimatische Zeitserien verwendet
werden. Da klimatische Zeitserien lokale, wahrscheinlich sogar globale Klimaänderungen reflektieren,
können auch regional weit separierte Bäume gleiche zeitliche Muster ihrer Wachstumsringe aufweisen. Einbezogen werden die Art des Baumes und die Ratenänderung des Ringwachstums mit der
Reife des Baumes (Fig. 3.7-BA).
Verwendet wird eine Standardzeitserie der Wachstumsringe, gegen die unbekannte BaumZeitserien korreliert werden; dabei geht man häufig von Events aus, die den Baum getötet haben
könnten (z.B. Vulkanausbrüche – Fig. 3.8-BA). Die Dendrochronologie wurde zur Eichung der 14C
Methode verwendet und die Standardzeitserie geht heute bis ~10.000 a zurück.
Radiokarbondatierung
14
C und 13C werden in der Atmosphäre durch Interaktion der kosmischen Strahlung mit N generiert; in
der heutigen Atmosphäre ist folgende C Mixtur eingestellt: 98.9% 12C, 1.1% 13C, 1.17×10-10% 14C, fast
alles davon tritt in der Form von CO2 auf. CO2 wird durch die Photosynthese in Pflanzen eingebaut.
Der Einbau endet mit dem Tod der Pflanze. Die Messung des 14C und 12C erfolgt durch:
(a) Messung des Zerfalls von 14C in Tochter 14N durch  (Elektronen)-Zerfall; wird meist gemessen in
Zerfall/Minute pro Gramm C und funktioniert nur wenn man mehrere Gramm von C hat. Durch
die seltenen Zerfälle bei Proben älter als ~40 ka ist die Methode extrem ungenau ab diesem Alter
(Fig. 3.9-BA; z.B.: heutiges 14C zerfällt in ~15 Zerfälle/min, 40 ka C hat bereits ~7 Halbwertszeiten [40.000a / 5.735a = 6.97 Halbwertszeiten] hinter sich; ergibt 15/27 [(1/2)7] Zerfälle/min = 7
Zerfälle/h). Bei diesen niedrigen Zerfallsraten tritt schon das Problem auf, dass man die 14C
Zerfälle schlecht von Zerfällen, die durch die kosmische Strahlung ausgelöst werden, unterscheiden kann.
(b) Beschleuniger-Massenspektrometrie (AMS) – Messung nach Atomgewicht; Probengröße im
Milligrammbereich. Um ein Alter berechnen zu können muss man kennen:
(1) das Verhältnis von 14C/12C am Zerfallsbeginn,
(2) die Zerfallsrate,
(3) das finale Verhältnis;
(2), (3) sind gut bekannt oder können sehr gut gemessen werden. Variationen in der initialen
Produktionsrate von 14C wirken sich aber auf (1) aus; diese Variationen hängen von kosmischen
Partikelfluss ab, der abhängig vom Erd- und Sonnenmagnetfeld ist. Die Kalibrierung dieses Flusses
wird über die Baumringe erreicht. Ältere Kalibrierungen beruhen auf der U/Th Datierung von
Karbonaten (siehe unten).
U/Th Datierung
Komplexes, aber gut verstandenes Zerfallsschema von 238U, 235U, 232Th in final 206Pb, 207Pb, 208Pb (Fig.
3.11-BA). Korallen sind herausragend geeignet zur Datierung, da sie sowohl 14C als auch U (anstatt
Ca) einbauen und, z.B. in Vergleich zu Schalenorganismen, kein U verlieren; dadurch wurde eine
weitere Kalibrierung der 14C Alter erreicht (Fig. 3.12-BA). An Land können Anwachsrinden an
Geröllen im Boden datiert werden (innerster Anwachssaum).
Aminosäurendatierung
Verwendet werden Aminosäuren in Proteinen, die Skelette und Schalen aufbauen. Lebende Organismen verwenden Aminosäuren nur in linksdrehenden (L) Konfigurationen; nach dem Tod erfolgt ein
Wechsel in rechtsdrehende (D) Konfigurationen; D/L kann als Uhr verwendet werden. Ein Gleichgewicht in der chemischen Reaktion der Umwandlung ist erreicht, wenn D→L gleich L→D. Als
chemische Reaktion ist der Prozess T-abhängig (Arrhenius Reaktion). Der Gleichgewichtszustand
wird für verschiedene Aminosäuren und T-Bedingungen zwischen 100 ka und 10 Ma erreicht. Verwendet werden vor allem Bivalven, Gastropoden, Foraminiferen, Korallen, Vogelskelette; gemessen
wird gaschromatographisch an kleinen (2 mg) Proben (Pa, Protactinium; Ac, Actinium; Ru, Radon;
Ra, Radium).
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Lumineszenz-Datierung
Die Basis der Lumineszenz-Datierung ist das Einfangen und die Freisetzung von Elektronen in einem
Kristall. Durch Energiezufuhr werden Elektronen aus dem niedrigenergetischen Valenzband in ein
höherenergetisches Niveau (das Leitungsband) gehoben. Einige dieser höherenergetischen Elektronen
können metastabil in Kristalldefekten zwischen diesen Niveaus gefangen werden. Diese metastabilen
Elektronen können durch geringfügige Energiezufuhr auf das Valenzband zurückgeführt werden;
dabei strahlen sie proportional zu ihrem Energiezustand Energie (generell Licht: Lumineszenz) ab. Die
Strahlung, die die Elektronen in ein höheres Energieniveau angehoben hat, kommt im Wesentlichen
aus dem radioaktiven Zerfall im Probengestein; dieser konstante Zerfallsprozess liefert die Lumineszenzuhr. Alle Elektronen können durch das Bestrahlen der Proben mit erhöhter T (TL) oder Licht
(’optical stimulated luminescence’ – OSL) auf ihren Ausgangszustand zurückgeführt werden. Bei der
TL Datierung wird die Probe inkrementell aufgewärmt, bei der OSL-Datierung wird die Probe Licht
mit einer bestimmten Wellenlänge ausgesetzt und die emittierte Lumineszenz wird als Funktion der
Zeit gemessen (Fig. 3.14A,B-BA).
→ Die Zahl der Elektronen in Fallen im Kristall und damit die Lumineszenz im Labor ist eine
Funktion der Gesamtdosis der Bestrahlung der Probe bis zur Bergung. Es muss also die vergangene
Bestrahlungsdosis (Paläodosis) und die Rate dieser Bestrahlung bestimmt werden:
Alter = Paläodosis P (in Gy) / Dosisrate (Gy/ka) [Gy, grays, SI-Einheit für Strahlung].
[Gray: 1Gy = 1m2s-2 = 1J/kg
1 Gy ist gleich der Energiedosis, die bei der Übertragung der Energie 1J auf homogene Materie der Masse 1kg durch ionisierte Strahlung
einer räumlich konstanten spektralen Energiefluenz entsteht]
Die Dosisrate wird entweder in-situ gemessen (Dosimeter wir für ~1 a im Sediment vergraben) oder
im Labor, wobei die Probe dabei von einer homogenen Bank kommen muss (30 cm Durchmesser ist
die typische Distanz, über die Strahlung erzeugt wird). Die Paläodosis wird mit verschiedenen
Methoden erhalten (Fig. 3.15-BA):
(a) Addidative Dosis-Methode: unterschiedliche Bestrahlung;
(b) Regenerative Methode: in mehreren Subproben wird die natürliche Lumineszenz bestimmt und
andere Subproben werden auf 0 gestellt und dann mit bekannten Dosen bestrahlt und deren
Lumineszenz bestimmt.
(c) Partielle Bleichungsmethode: Subproben werden mit der addidativen Methode behandelt,
andere werden teilweise entleert und dann die Lumineszenz gemessen.
Eine wesentliche Annahme in der Lumineszenzdatierung ist die initiale 0-Stellung der Probe
(Sonnenlichtbestrahlung); gut erfüllt für äolische Sedimente und Flusssedimente, unklar bei Massenflussablagerungen. Altersumfang 1 ka bis 0.5 Ma. Obergrenze wird durch die Füllung der Fallen
bedingt; dies hängt von der Radioaktivität der Gesteine ab; Sedimente, die ein granitisches, d.h. sehr
radiogenes Ausgangsgestein haben, erlauben nur einen geringen Altersumfang in der Datierung (60200 ka). Zwei Vorteile: (a) Quarz- und Feldspat-reiche Gesteine, die Hauptzielminerale, sind häufig
und der Altersumfang ergänzt die 14C Methode ausgezeichnet nach oben.
Datierung mit kosmogenen Radionukliden (CRNs)
Kosmische Strahlung ist isotrop, d.h. kommt aus allen Richtungen gleichmäßig. Da es sich um geladene Teilchen handelt, wird die kosmische Strahlung durch das Magnetfeld der Erde gelenkt und ist
deshalb in hohen Breiten intensiver als in niedrigen Breiten. Interaktionen mit der Atmosphäre
resultiert:
(a) in der Produktion von Radionukliden (z.B. 14C aus N, heißen ’garden nuclides’). Es erfolgt
eine Reduktion der geladenen Teilchen, die die tiefere Atmosphäre und Erdoberfläche
erreichen.
(b) Der Teil der kosmischen Strahlung, die die Erdoberfläche erreicht, produziert ’in situ’
kosmogene Radionuklide (siehe Box 3.1-BA, oben links). Dort nimmt die Produktionsrate mit
1/e in die Tiefe über eine Längenmaßstab von 60-70 cm ab (in Vergleich zu einer 1/e
Abnahme über 1.5 km in der Atmosphäre). Die Oberflächenschicht muss Atome enthalten, die
CRNs produzieren können; Quarz erlaubt die Produktion von 10Be aus 18O und 26Al aus 32Si
(Box 3.1-BA – häufig verwendete CRNs, unten rechts). Die Produktionsraten von CRNs sind
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sehr gering, darum muss eine aufwendige chemische Trennung und eine AMS Messung
erfolgen.
CRNs Studien wurden in zwei unterschiedlichen Settings durchgeführt:
(1) Festgesteinsoberflächen: interessant sind dabei die Dauer der Oberflächenlage (’exposure age’)
und die Erosionsrate. Die Konzentration wird beschreiben durch die Differentialgleichung:
N
 P  N , die sowohl die Produktion als auch den Zerfall der CRNs beschreibt (N, Anzahl
t
der CRNs per Einheitsvolumen Probe; t, Zeit; P, Produktionsrate; , Zerfallskonstante – bezogen
zur Halbwertszeit durch t 1  ln( 2) /  ).
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Das Hauptproblem liegt in der Interpretation der Produktionsrate.
Beispiel: Gesteinsblock, der durch Bergsturz freigelegt wurde (sehr sichere Annahme möglich,
dass der Block ursprünglich unter der Gesteinsoberfläche war und damit keine kosmogene
Strahlung abbekommen hat und dass er so alt ist, dass er keine vererbten CRNs hat, die von einer
früheren Position an der Eroberfläche herrühren könnten). CRNs werden gebildet mit einem
exponentiellen Abfall in der Konzentration von der Oberfläche in die Tiefe. Kurz nach dem
Bergsturz ist N überall so gering, sodass
N = Pt;
da P exponentiell in die Tiefe abfällt gilt
N  P0te z / z , mit P0, Produktionsrate an der Oberfläche; z*, Tiefe in der P = P0/e. Nimmt man
*
die Probe von der Oberfläche (z=0) und kennt man die lokale Produktionsrate an der Oberfläche,
dann erlaubt die Messung von N, die Bestimmung des Alters.
Bei zunehmenden Alter der Oberflächenausgesetztheit beginnt der Zerfall der CRNs (zweiter
Teil der Gleichung N  P  N ) wichtig zu werden, was in einer Abnahme der Zunahme der
t
CRNs Konzentration resultiert und schließlich in einem Gleichgewicht zwischen Produktion und
Zerfall endet (’secular equilibrium’, N  0 ) und die Konzentration von CRNs auf ein Maximum
t
P
von N  limitiert; dies limitiert den Altersumfang der Technik auf das Quartär (~1.8 Ma; siehe

Halbwertszeiten der Radionuklide).
Gesteinsoberflächen, die mit dieser Technik datiert wurden, sind glaziale Oberflächen und
fluviatile Festgesteinsoberflächen; in diesen Fällen kann Erosion der Oberfläche fast ausgeschlossen werden (siehe Box 3.1-BA – oben rechts und Mitte rechts).
Im Falle einer stetigen Erosion der Oberfläche gilt (siehe Box 3.1-BA – Mitte links):
 rt
) ; r, Erosionsrate.
z*
z*
Ohne Zerfall gilt N  P0 ( ) , woraus die Erosionsrate berechnet werden kann. (z*/r) gibt die Zeit,
r
P  P0 exp(
die die Probe braucht, um sich durch die Lage, in der P signifikant ist, zu bewegen.




*
z
.
Mit Zerfall gilt N  P0 

z* 
r( )
 

(2) Ablagerungsoberflächen. Problem der Vererbung von CRNs aus Oberflächen vor der Ablagerung
in der heutigen Oberfläche. Die Vererbung kann mehrere 10% erreichen. Die am häufigsten
angewandte Datierungsstrategie umfasst die Beprobung eines Tiefenprofils. Unter ~ 2 m Tiefe
sollte nur mehr die vererbte Komponente vorhanden sein (Fig. 3.16-BA). Ablagerungsoberflächen
wurden auch mit Hilfe von ’garden CNRs’ datiert, z.B. 10Be, das es hauptsächlich in
Tonmineralien im Bodenhorizont festgehalten wird.
Zusammenfassung: Datierungen nur so gut, wie man die Produktionsrate über die Zeit der Oberflächenlage der Probe abschätzen kann. Daher: viele Studien umfassen Kalibrierungen; d.h. die
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Datierung von Oberflächen bekannten Alters. Ein wesentliches Problem ist, dass die Produktionsrate
(und damit auch die Extrapolation von Produktionsraten aus kalibrierten Oberflächen) von der Stärke
des Magnetfeldes abhängt (welches sich z.B. über die letzten 140 ka stark geändert hat). So muss in
der Theorie (und in der zukünftigen Weiterentwicklung) die Produktionsratengeschichte einer Site aus
der mittleren Produktionsrate hergeleitet werden, die sich aus der Produktionsrate einer datierten
Lokalität, der Geschichte des Magnetfeldes, und der Beziehung zwischen Feldintensität und
Produktionsrate ergeben. Des Weiteren muss die geomorphologische Geschichte der Site gut bekannt
sein (z.B. Möglichkeit der Vererbung, Erosionsrate, Umlagerung, Schnee- und Eisbedeckung).
Reading assignment
Muzikar, P. et al. Accelerator mass spectrometry in geological research, Geol. Soc. Amer. Bull., 115, 6, 643654, 2003.
Blanckenburg, F. von. The control mechanisms of erosion and weathering at basin scale from cosmogenic
nuclides in river sediment., EPSL, 242, 224-239, 2006.
Geomorphologische Charakteristika von Störungen
Nur über längere Zeitintervalle bilden sich charakteristische geomorphologische Merkmale aus!
Seitenverschiebungen
Fig. 4.18-BA. Spezielle Begriffe: „shutter ridges“, versetzte Rücken, die ein Entwässerungssystem
blockieren; „beheaded stream“, versetzte Talung. Besonders versetzte Alluvialfächer (deren Ränder
und Rücken) sind gute morphologische Merkmale (Fig. 4.19-BA).
Abschiebungen
Häufig mit komplexen Transferstörungen verbunden (Fig. 4.22-BA). Genaue geodätische Messungen
erlauben bekannte Aspekte von Abschiebungen zu verifizieren und Komplexitäten aufzulösen.
Beispiele:
(a) Asymmetrie der Hangend- und Liegendblockbewegungen während koseismischer Versätze (Fig.
4.23-BA);
(b) Asymmetrie des Versatzes entlang dem Streichen einer Störung und Fähigkeit von Flüssen und
Seen sich rasch an neue Topographie anzupassen (Fig. 4.24-BA).
Überschiebungen
Geodätische Messungen zeigen, dass die Hebung des Hangendblockes größer als die Subsidenz des
Liegendblockes ist (Fig. 4-25-BA); dies ist genau umgekehrt wie bei Abschiebungen! Überschiebungsbeben in Subduktionszonen umfassen die größten bekannten Beben mit beträchtlichen Vertikalbewegungen über große Areale (Fig. 4.26-BA).
Lokal deutliche Subsidenz resultiert aus:
(a) elastischer Umverteilung der regionalen Auflasten (Ladung durch Erdbeben an Überschiebungen
resultiert in sinusförmigen Flexuren) in der co-seismischen Phase,
(b) Blockierung und dadurch elastische Deformation der Kruste in der interseismischen Phase in der
Umgebung des festsitzenden („locked“) Bereiches.
(c) Post-seismische Erosion des Hangendblockes und isostatische Subsidenz des Liegendblockes
durch Sedimentbelastung und viskoses Fliessen im Untergrund führen im Allgemeinen zu
scheinbaren gleichen Versätzen des Hangend- und des Liegendblocks (Fig. 4.27-BA).
Im Allgemeinen minimiert sich der Versatz zum „tip“ der Überschiebung; eine geometrische
Konsequenz ist die Bildung einer Antiklinale im Hangendblock. Je nach Faltungsmechanismus und
Versatzrichtung entlang der Überschiebung (down-dip oder schräge Komponenten) können sekundäre
Strukturen entstehen, so Gräben im äußeren Scheitel der Falte (Figs. 4.28, 4.29, 4.30-BA). Generell
sind Überschiebungsfronten komplexe Gebilde und eine genaue geomorphologische Analyse ist
notwendig (Gräben, Seitenverschiebungen, Falten, Überschiebungen können interferieren über einer
einfachen Rampe) (Figs. 4.32, 4.31-BA).
Falten
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Viele Störungen durchschlagen nicht die Erdoberfläche („blind faults“); besonders bedeutend in Bereichen mit ausgedehnten Sedimentbecken (Los Angeles Basin, Seattle Basin).
Faltenmodelle:
(a) „Fault-bend fold“ (Fig. 4.33-BA; Schlüsselliteratur: Suppe, J., 1983: Geometry and kinematics of fault bend
folding. American Journal of Science, 283, 684-721).
(b) “Fold-propagation-fold” (Fig. 4.33-BA; Suppe, J. and Medwedeff, D.A., 1990. Geometry and kinematics of
fault-propagation folding. Eclogae Geologicae Helvetiae, 83, ). Beachte, dass das Einfallen des Forelimbs bei
(a) und (b) während der ersten Faltungsinkremente erzeugt wird; dieses Einfallen bleibt während
der gesamten Faltenausgestaltung erhalten!
(c) „Displacement-gradient fold“ (Fig. 4.33-BA; Wickham, J., 1995. Fault-displacement-gradient folds and the
structure at Lost Hills, California (USA). Journal of Structural Geology, 17, 1293-1302.). Hier wird die Voraussetzung der konstanten Schichtlänge in (a) und (b) aufgegeben und nur die Voraussetzung des
konstanten Flächeninhalts der Schichten aufrechterhalten. Wie in (b) variiert der Versatz
systematisch entlang der Rampe (nimmt zum „tip“ hin ab), jedoch kann der Forelimb nun rotieren.
Im Allgemeinen können nur syn-sedimentäre Sedimente („growth strata“) eine Unterscheidung
von (b) und (c) bringen; sie erlauben die Rotation des Forelimbs aufzuzeigen.
(d) „Detachment folds“ ((Fig. 4.33-BA) sind durch das Aussterben des Detachments entlang eines sehr
guten Gleithorizont charakterisiert.
(e) „Trishear folds“ (Fig. 4.33-BA; Allmendinger, R., 1998. Inverse and forward numerical modelling of trishear
fault-propagation folds. Tectonics, 17, 640-656.) Bilden sich, wenn eine einzelne Störung in eine
dreieckige Zone mit verteilter (diffuser) Scherung („distributed shear“) propagiert. Die Dreieckzone ist symmetrisch zum „tip“ der Störung und in der dreieckigen Zone wächst der Versatz
symmetrisch in der Orientierung und der Größe. Im oberen Teil des Keils sind die Gleitvektoren
wie die im Hangendblock und parallel und gleich der Störung, entlang der Basis des dreieckigen
Keils geht der Versatz gegen 0; dazwischen werden die Gleitvektoren kürzer und rotieren von der
Gleitrichtung des Hangendblocks weg und werden parallel mit der unteren Grenze der TrishearZone (die keinen Versatz aufweist). Die Unterschiede im Versatz resultieren in einer progressiven
Verdickung der Schichten und in der Rotation des Forelimbs. Geringe Verhältniswerte zwischen
dem Vorwärtsscheiten der Störung (also gering) und dem Versatz an der Störung (also groß)
verursachen eine Verdickung des Forelimbs und produzieren eine enge Falte in der Trishear-Zone.
Alternativ verursachen hohe Verhältniswerte zwischen Vorwärtsschreiten und Versatz geringe
Schichtverdickung und offene Faltung. (a) und (b) werden im Allgemeinen als Knickfalten („dip
domains“) konstruiert; es sind aber auch gerundete Scheitel möglich (siehe: Suppe, J. et al., 1997. Bedby-bed fold growth by kink-band migration: Sant Llorenc de Morunys, Eastern Pyrenees: Journal of Structural Geology,
19, 443-461).
Laterales Faltenwachstum und 3D Geometrie: Ein Großteil der heutigen Morphologie in aktiven
Falten- und Überschiebungsgürteln wird nicht durch Störungsstufen sondern durch die Bildung und
Amplifizierung von wachsenden Falten dominiert; die Geomorphologie kann einen wichtigen Beitrag
zur Erkennung der genauen Geometrien der Störungen und Falten leisten. Zum Beispiel, sind
Flusslängen über Falten oft asymmetrisch; kürzere und steilere Bäche treten in den meist steileren
Forelimbs auf (siehe Falten in Fig. 4.33-BA), was in einer Verlagerung der Wasserscheide („drainage
divide“) ins Vorland resultiert. Auch das laterale Faltenwachstum kann durch geomorphologische
Studien belegt werden; Bäche wandern seitwärts und hinterlassen „wind gaps“ (durch Faltenamplifizierung verlassene Flussläufe) – das Muster der Bäche im Bereich von Falten und das Vorkommen
von „wind gaps“ erlauben die Propagierungsrichtung der Falte zu bestimmen (Fig. 4.35-BA).
Kurzzeitdeformation: Geodäsie
Bestimmt werden die Position von verschiedenen Lokalitäten („Sites“) in der Zeit und die Geodäsie
erlaubt die Größe, die räumlichen Änderungen und die Rate der Änderungen zu errechnen. Es gibt
eine Reihe von Methoden die die unterschiedlichen Skalen (zeitlich und räumlich) der Deformation
aufzeichnen können (Fig. 5.1-BA)
„Near-field“ Methoden
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Deformationsstil
Die Versatzgeometrie entlang einer Störungszone hängt stark von der Festigkeit der Störung und des
umgebenden Materials ab; weiche Störungen und rigide Störungsblöcke lokalisieren die Deformation,
rheologisch feste Störungen und weiche Blöcke resultieren in verteilter Deformation (Figs. 5.2, 5.3BA).
Lineare Arrays
Einfache künstliche und natürliche Linien, die über eine Störung gelegt werden (künstliche gesetzte
Marker, Zäune, Rohrleitungen, Schienen, Straßen, etc.). Solche Arrays zeigen an, wie die Deformation
verteilt ist: ob seismische Segmente einer Störung kriechen oder blockiert sind. Wenn die Störung
kriecht, kann die Breite der Kriechzone bestimmt werden (Fig. 5.2D-BA).
Trilateration Arrays
Umfasst klassische Trilaterations-Methoden mit Markierungspunkten (Triangulationspunkte – „bench
marks“). Benötigt wird eine gut bekannte Basislinie (Länge); zu den anderen Markierungspunkten
werden die Winkel gemessen (klassische Längenkalkulation haben einen Fehler von 3-6 cm auf 10
km). Moderne Messungen verwenden dieselben Netzwerke messen aber die Abstände direkt mit
„laser-ranging electronic distance meters“ (EMS); die Genauigkeit hängt von der Lufttemperatur ab
und ist 1 ppm.
Beispiel: Messungen über die San Andreas Störung in N- und S-Kalifornien belegen ein unterschiedliches Verhalten (im N: rheologisch schwache Störung, wobei der Großteil des Versatzes
zwischen den Platten durch Versatz (seismisch und aseismisch) entlang von zwei Störungen
aufgenommen wird; im S ist die Störung blockiert und nur <50% des Versatzes wird durch elastische
Verformung entlang der San Andreas aufgefangen – der Rest muss anderswo aufgenommen werden –
Figs. 5.4, 5.5-BA).
Nivellierung
Die Methode ist identisch zur Trilateration (hier werden vertikale Strecken gemessen). Häufig werden
räumliche Variationen in der vertikalen Versatzrate mit der mittleren Topographie entlang der
Surveylinie verglichen (z.B.: Fig. 5.6-BA). Passt das Muster der vertikalen Hebung zur Topographie,
dann ist die Landschaft wahrscheinlich ein Resultat eines lang anhaltenden Deformationsfeldes.
Beispiel: Im Himalaja wird z.B. die extreme Topographie entlang des Hohen Himalaja durch
elastische Deformation während der Abnahme der Versatzrate über eine Rampe erklärt (ein mögliches
Modell). Die hohe Hebungsrate entlang der Frontalüberschiebung und die dortig fehlende Topographie wird durch die Erosion leicht verwitterbarer Gesteine erklärt (Fig. 5.6-BA).
Passt das Muster der vertikalen Hebung nicht zur Topographie, dann kann das in der langen
Wiederkehrrate von Erdbeben, starker Erosion von leicht erodierbaren Gesteinen, etc. liegen. Das
Zusammenfallen von topographischen Anomalien und hohen vertikalen koseismischen (!) Hebungsraten kann auch zur Überprüfung von charakteristischen Erdbeben dienen; dabei kann die Gestalt eines
gehobenen geomorphologischen Merkmals (z.B. Terrasse) durch die Wiederholung der koseismischen
Deformation während eines Erdbebens erreicht werden (Fig. 5.7-BA).
Gezeitenmeter („tidal gauges“)
Der Meeresspiegel liefert einen guten Referenzhorizont gegen den Höhenänderungen gemessen
werden können. Regionale Muster der Hebung können an irregulären Küstenlinien bestimmt werden.
Zwei Korrekturen müssen durchgeführt werden:
(a) Eustatische Meeresspiegeländerungen (durch das Abschmelzen der Gletscher und Änderungen in
der Wassertemperatur);
(b) Lokale Effekte, die durch die Änderungen in Wassertemperatur, Salinität, Atmosphärendruck und
Ozeanströme bedingt sind.
Daten von Gezeitenmetern wurden vor allem zur Rekonstruktion von regionalen Mustern von
vertikalen Versätzen bei Megaerdbeben verwendet (Figs. 5.11-BA): dadurch wurde z.B. eine erhöhte
Deformation nach einem koseismischen Event festgestellt (die postseismische Periode). Die
Interpretationen der Vertikalbewegungen kann durch mehrere Modelle geschehen; z.B. kann die
Deformation nach der postseismischen Phase durch die Anhäufung von elastischer Deformation über
13
einer festsitzenden Subduktionszone erklärt werden: im unteren Teil der Subduktionszone wird eine
elastische Falte gebildet (Hebung), während im oberen Teil ein Subsidenz erzeugt wird. Im Nankai
Trog ergibt sich eine deutliche räumliche Übereinstimmung zwischen der interseismischen Hebung
und der koseismischen Subsidenz; diese Daten unterstützten das Konzept, dass das Muster der interseismischen Deformation genau umgekehrt zur koseismischen Deformation ist.
„Far-field“ Methoden
„Very long baseline interferometry (VLBI)“
Übersichtsliteratur: Ryan, J.W. and Ma, C., 1998: NASA-GSFC’s geodetic VLBI program; a twenty-year retrospective.
Geodesy and global change. Physics and Chemistry of the Earth, 23, 1041-1052.
VLBI verwendet 2 oder mehrere Radioteleskope, die gleichzeitig Strahlung in einem breiten Frequenzband von Quasaren als Quellen aufzeichnen; die Quasare werden als Fixpunkte angenommen.
Das Signal wird mit sehr hohen Raten und zeitlich sehr genau am jeweiligen Ende eine Messstrecke
(„baseline“ zwischen den Antennen) aufgenommen und die Phaseverschiebung zwischen den Signalen
wird berechnet; diese Phasenverschiebung ist ein Resultat des Zeitunterschieds der Aufzeichnung an
den verschiedenen Teleskopen und proportional zum Messlinienabstand. Gemessen wird über ein 24h
Intervall (um die Zeitverzögerungen durch Rotation der Erde auszuschalten) und Atmosphärenkorrekturen müssen durchgeführt werden. Horizontale Präzision von 1 mm/a wird erreicht, vertikal 3
mm/a. Ca. 60 Sites wurden weltweit gemessen.
„Global Positioning System (GPS)“
~24 Satelliten in ~20,000 km Höhe senden Radiosignale und Zeitinformation aus. Zwei Strategien
werden zur Bestimmung von Strainfeldern benutzt: (a) Permanente Stationen, (b) periodische okkupierte Stationen. Vier Faktoren beeinflussen GPS Positionen: (a) Großmaßstäbliche Plattenbewegungen, (b) Lokale seismische und aseismische Deformation, (c) jahreszeitliche Änderungen im
Grundwasserspiegel verursachen vertikale Bewegungen, (d) atmosphärische Änderungen beeinflussen
das Signal.
Anwendungsbeispiel S-Kalifornien (Fig. 5.12-BA): Abweichungen vom Kleinkreis der Bewegungen
zwischen der N-Amerikanischen und pazifischen Platten belegen Zonen mit Transpression. Lokale
differentielle Bewegungen lassen sich durch Blockrotationen erklären. Die Bewegungsraten, die über
Dekaden bestimmt wurden sind sehr ähnlich den geologischen Raten (über Ma). Auch koseismische
und postseismische Bewegungen lassen sich durch permanente Netzwerke bestimmen (Fig. 5.13-BA).
Radar-Interferometrie
Satelliten in 785 km senden Radarsignale aus („synthetic aperature radar – SAR“), die nach Wgerichtet sind und 23° von der Vertikalen abweichen. Messungen des Phasenunterschieds des reflektierten Signals werden in einem Bildelement von 4×20 m gemacht.
Bestimmungen der Änderungen in der Lage des Untergrunds in der Zeit (also der Deformation) sind
möglich wenn:
(a) dasselbe Gebiet zu unterschiedlichen Zeiten bestrahlt wird,
(b) die Bodenfeuchte(änderungen) bekannt ist.
Die resultierende Beschreibung der Oberflächendeformation wird ein SAR Interferogramm genannt.
Die Wellenlänge des Radars ist 56 mm und so ist es logisch Versätze im Bereich von Teilen dieser
Wellenlänge darzustellen (z.B. 28 mm); um eine Störung können Konturlinien („fringes“) mit
gleichem Versatz (z.B. 28 mm) erzeugt werden und je höher der Versatz entlang einer Störung ist,
desto dichter sind die Konturlinien angeordnet (Fig. 5.14-BA, caps!). Dazu werden die Distanzänderungen zwischen den Bildelementen (pixels) ausgewertet. Der Hauptvorteil der Radar-Interferometrie liegt nicht in der räumlichen Auflösung (> 5 mm), sondern in der Abdeckung großer
Gebiete (Fig. 5.14-BA). Neben Erdbebengebieten werden Vulkangebäude, Eisströme, Rutschungen
und Subsidenz bearbeitet.
Erosions- und Hebungsraten
Raten der Erosion und Denudation
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Definitionen
Die vertikale Position eines Punktes auf einer Landoberfläche ist eine Funktion von:
(1) „bedrock uplift“ Rate; dies ist die Heraushebung durch tektonische Prozesse;
(2) Rate der Kompaktion;
(3) Rate der Denudation bzw. Ablagerung an der Oberfläche („Erosion, Ablagerung“). (Fig. 7.1-BA).
Die generelle Beziehung ist:
Surface uplift = bedrock uplift + deposition – compaction – erosion
Denudation wird als Überbegriff für alle Abtragung von Material von einer Region genommen; sie
kann durch zwei Prozesse erreicht werden: (a) Erosion; (b) tektonische Denudation. Als
Bezugshorizont, um Raten der Denudation zu bestimmen, wird meistens die Geometrie einer früheren
Landoberfläche verwendet.
Surface uplift (oder lowering) bezeichnet Änderungen einer Landoberfläche.
Bedrock uplift bezeichnet die Änderung der vertikalen Position eines Gesteins in Bezug zu einem
fixen Referenzgerüst, z.B. dem Geoid.
Voluntary Reading Assignment: England, P.C. & Molnar, P., Surface uplift, etc. Geology, 1990.
Generell wird eine Addition und Subtraktion von Material isostatisch kompensiert; als Regel gilt, dass
die Größe des ’surface uplifts’ nur 1/6 des Betrages der Krustenverdickung/-ausdünnung sein. Wichtig
ist regionale Raten (>1000 km2) zu bestimmen und nicht lokale Raten, da die Festigkeit der Kruste die
isostatische Kompensation von kleinräumige Änderungen nicht zulässt. Z.B. kann Erosion ein Tal
vertiefen ohne dass die Gipfel erodiert werden (z.B. Gletscher- und Flusseinschneidung); so wird die
Masse der Region reduziert, was zu einem isostatischen Ausgleich und einer Erniedrigung der
regionalen Oberfläche und einer Erhöhung der Gipfel führt.
Konzeptioneller Rahmen für Erosionsraten
Erosionsraten werden definiert durch die Erniedrigung der Gesteinsoberfläche. Sie sind wahrscheinlich eine Funktion des lokalen topographischen Reliefs (Fig. 7.2-BA). Das topographische Relief ist
definiert als Höhenunterschied in einem Areal, das kleiner ist als das Einzugsgebiet. Es bestehen auch
eine Beziehungen zwischen der Erosionsrate und der mittleren Höhe (z.B. eines Beckens als Vorfluter)
(Fig. 7.2-BA).
Bestimmung der Erosionsraten: Allgemein
Bestimmung der Erosionsraten (Fig. 7.3-BA) mit Hilfe des Volumens des erodierten Materials, der
Fläche, von der dieses Material stammt und der Dauer der Erosion. Das Volumen des erodierten
Materials kann durch
(i) Extrapolation von Messungen an lokalen Sites,
(ii) dem Sedimentfluss aus dem Einzugsgebiet und
(iii) der Abschätzung des Sedimentvolumens des Beckens, das das Sediment des Einzugsgebiets
auffängt, erfolgen; die Sedimentvolumina müssen wegen der Dichteunterschiede in Gesteinsvolumina
konvertiert werden.
→ Die kombinierten Messungen von Sedimentfluss aus dem Einzugsgebiet (als ein Kurzzeitmass) und
der Ablagerung von Sediment in einem Becken (als ein Langzeitmass) sind gut, da zeitliche
Fluktuationen der Erosionsrate bewertet werden können.
Bestimmung der Erosionsraten: Sedimentfluss in Bächen/Flüssen
Die Sedimentfracht von Flüssen wird aufgeteilt in Bodenfracht (bedload), Suspensionsfracht (suspended load) und gelöste Fracht (dissolved load). Wichtig ist die Bestimmung der durchschnittlichen
Beiträge über einen Zeitraum. Im Gegensatz zum Auftreten der höchsten Bodenfracht und
Suspensionsfracht während Hochwasserständen, tritt der wesentliche Transport von gelöster Fracht
während Niedrigwasserständen auf und ist jahreszeitlich gesteuert. Die Messung dieser Anteile der
Sedimentfracht ist schwierig; es müssen z.B. während eines Hochwasserstandes die vertikalen und
horizontalen Sedimentkonzentrationen und die räumlichen Verteilungen der Wassergeschwindigkeit
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bekannt sein. Gute Messungen liegen meist nur aus dem Bereich des Übergangs der Flüsse ins Meer
vor (Tabelle 7.1-BA).
→ Die Flüsse, die das Tibet Plateau entwässern, liefern eine beträchtliche Menge des Sedimentflusses
der Flüsse zu den Ozeanen. Nimmt man nur die Suspensionsfracht ergeben sich mittlere Erosionsraten
von 0.3 mm/a über eine Region von 2.6×106 km2; betrachtet man Indus- und Gangesebenen auch heute
noch als Sedimentfallen erhöhen sich die Erosionsraten im Hinterland auf 0.4-0.5 mm/a; im Gegensatz
dazu haben der Mississippi und der Amazonas Erosionsraten im Einzuggebiet von 0.04-0.07 mm/a.
Erosionsraten nehmen mit zunehmender Einzugsgebietgröße ab, aber auch in kleinen Einzugsgebieten
übersteigen die Erosionsraten selten 3 mm/a (Fig. 7.4-BA). Glazialgebiete haben in Beobachtungszeiträumen von 10 bis 100 a Erosionsraten von bis 5 cm/a ergeben und glaziale Erosion gilt als der
effizienteste Mechanismus der Erosion.
Die besten Messungen kommen aus künstlichen Reservoiren: das Tarbela Reservoir Delta am Indus
hat in 30 Jahren fast den Damm erreicht; geplant waren 70 Jahre; dies fordert eine mittlere
Erosionsrate im Einzugsgebiet von 0.4 mm/a, viermal höher als für das gesamte Induseinzugsgebiet
gefordert.
Bestimmung der Erosionsraten: Erosionsraten aus strukturellen und stratigraphischen Daten
Langzeitliche Erosionsraten können bestimmt werden, wenn das Volumen erodierten Materials
während einer Deformationsepisode bekannter Ausdauer gegeben ist (Beispiel Salt Range, Pakistan;
Fig. 7.5-BA; für dieses Beispiel konnten extreme Erosionsraten von 1.5-6 mm/a bestimmt werden, die
auch eine bedeutende zeitliche Variation aufzeigen).
Bestimmung der Erosionsraten: Erosionsraten aus der Topographie
Erosionsraten können gewonnen werden, in dem man die Geometrie und das Alter einer Landoberfläche rekonstruiert und von ihr die moderne Landoberfläche abzieht (Fig. 7.6-BA); dieser Ansatz wird
vor allem durch die Gewinnung von DEM Daten erleichtert. Auf einem größeren Maßstab können die
mittleren Gipfelfluren von Berglandschaften und deren Alter der heutigen Topographie
gegenübergestellt werden; wesentlich ist es, die Kontinuität und das Alter dieser ehemaligen
Rumpflandschaften zu bestimmen (Beispiel Fig. 7.7-BA).
Erosionsraten aus der Interpretation von Isotopensystemen
Die Isotopensignatur (e.g. Sr, Nd) in Flusswasserproben oder transportiertem Sediment ist eine
Funktion der:
(1) Variation der Isotopenverhältnisse im Herkunftsgebiet,
(2) der Erosionsraten im Herkunftsgebieten und
(3) der Änderungen der Zusammensetzung während des Transportes.
Die Größe des Beitrags eines Gebietes ist proportional zu dessen Fläche. Da die Erosionsraten über ein
Gebiet variable sind, integriert Flusswasser/Sediment die Isotopenverhältnisse und die Erosionsraten
jeder isotopischen Provinz im Einzugsgebiet. Die Isotopenverhältnisse zeigen nicht den absoluten
Sedimentfluss oder die Erosionsraten eines Gebietes an; sie können jedoch verwendet werden, um
festzustellen welche Gebiete hohe Erosionsraten aufweisen (Beispiel Lesser und Higher Himalaya).
Dies gilt auch für fossile Settings.
Bei Kenntnis der Isotopenbeiträge und der Flächen jedes isotopisch unterschiedlichen Herkunftsgebietes, können relative Denudationsraten bestimmt werden (Fig. 7.8-BA); bei Bekanntsein der
Gesamtsedimentfracht in einem der Flüsse, die ein Gebiet bestimmter Isotopencharakteristik
entwässern, dann können auch absolute Erosionsraten bestimmt werden (Fig. 7.8-BA).
Regolith Produktionsraten
In Landschaften, die durch Böden charakterisiert sind und bei Fehlen von Oberflächenprozessen, die
’bedrock’ abtragen, wird die Rate der Erniedrigung des ’bedrock’ (Erosionsrate) durch die Rate der
Umwandlung von ’bedrock’ in transportables Material (Regolith) bestimmt. Wenn die Landschaft in
einem annäherndem Gleichgewicht ist, kann mit der Regolithproduktionsrate die langzeitliche
Erniedrigung der Gesteinsoberfläche bestimmt werden: Bestimmung durch in-situ gebildete
kosmogene Isotope (Fig. 7.9-BA).
16
Die Erosionsraten an Gesteinsoberflächen in semiariden Gebieten sind ~5-15 m/a – Raten der
Umwandlung von Gestein in Regolith sind um 10 m/a.
Die Dicke des Regolith variiert auch als eine Funktion der Hangneigung (z/x), mit dünneren Böden
auf steileren Hängen. In vielen Landschaften ist die Regolithdickenvariation eine voraussagbare
Funktion des hangparallelen Fliessens des Regoliths; dieses Fliessen ist bezogen zur Krümmung
(C 
2 z
) des Hanges über die Diffusionskonstante  (=Erosionsrate/C) (Fig. 7.9-BA).
x 2
Gesteinseinschneidungsraten (bedrock incision rates)
Flüsse sind neben den Gletschern die effektivsten geomorphologischen Akteure, die den ’baselevel’
für ein Einzugsgebiet bestimmen. Sie bestimmen im Wesentlichen die Hangneigung. Einschneidungsraten können bestimmt werden, wenn die Geometrie (Höhe zwischen Terrasse und heutigem
Wasserspiegel) und das Alter einer früheren Landoberfläche rekonstruiert werden können (Fig. 7.10BA). Terrassen mit Gesteinsoberflächen (’strath’ Terrassen) eigenen sich wesentlich besser als
alluviale Terrassen. Wesentlich ist das Alter der Oberfläche (heute meist mit kosmogenen Isotopen)
und die Erosionsrate dieser Oberfläche zu bestimmen; letztere kann vernachlässigt werden, wenn die
Oberfläche gut erhaltene Flussbettformen, wie polierte Flächen, Strudelkessel (’potholes’) und
Strömungsrillen (’flutes’) aufweisen. Fig. 7.11-BA gibt ein spektakuläres Beispiel vom Indus; entlang
einem 100 km langen Profil entlang dieses Flusses variieren die Einschneidungsraten von 1 bis 8
mm/a. Diese Raten müssen von Hebungsraten kompensiert werden!
Raten der Denudation durch Massenbewegungen (’landslides’)
(1) Generell: Massenbewegungen sind ein Resultat der Interaktion von Gesteinsfestigkeit (Kohesion,
C, und Winkel der inneren Reibung, ), des Hanggradienten (’hillslope gradient’, ), des Reliefs, des
Porenwasserdrucks und der seismischer Beschleunigung.
Die maximale Höhe (Hc) eines Hanges ist nach einem 2-D Modell in Abwesenheit von
Porenwasserüberdruck und Erdbebenaktivität:
sin  cos 
, mit  als das Einheitsgewicht der Gesteine des Hanges.
 [1  cos(    )]
Das schwächste Gestein (C) und die vorgegebene Anisotrophie () bestimmen die BruchHC 
4C
charakteristik; desweiteren zeigt die Formel den direkten Bezug zur Hangneigung.
→ Die Formel besagt, dass die Gipfelbereiche (Hänge) mit derselben Rate erniedrigt werden wie die
Talböden, so dass das Relief aufrechterhalten wird. So bestimmt die Flusseinschneidungsrate in
Gleichgewichtslandschaften auch die Hangänderungen (Gipfeländerungen) durch Massenfluss.
(key literature: Schmidt, K.M., and Montgomery, D.R., 1996, Rock mass strength assessment for bedrock landsliding.
Environmental & Engineering Geosciences, 2, 325-338.).
(2) Bestimmung der Denudation aus der Beziehung zwischen Größe und Häufigkeit der
Massenbewegungen.
Die Zahl der Massenbewegungen, die gleich oder größer ist als eine kritische Fläche Ac, [(nc(AAc)]
ist
A 
nc ( A  Ac )    c 
 Ar 

Ar ,
mit: Ar als Referenzfläche,
 als einen dimensionslosen Skalierungsexponent, äquivalent zur Steigung der linearen Regression in
einem log-log Plot von Häufigkeit und Fläche und
 (km-2yr-1) als den Schnittpunkt der Regression, wenn Ar = 1 (= Rate der Massenbewegungen per Jahr
über die Einheitsfläche; in Neuseeland 5.410-5km-2yr-1) (Fig. 7.12-BA; Beispiel aus Neuseeland). In
Neuseeland ist  = 1.17 (bedeutet Maßstabsunabhängigkeit über mehrere Größenordnungen). (also im
wesentlichen eine fraktale Beziehung).
17
Um das Volumen der Erosion pro Jahr durch Massenbewegungen (damit die Denudationsrate) zu
bestimmen muss die Flächenausdehnung der Massenbewegungen (z.B. bestimmt aus Luftbildern) in
ein Volumen konvertiert werden. Insert in Fig. 7.12 gibt den „Beweis“, dass man die Fläche eines
Landslides durch seine Breite ausdrücken kann. Desweiteren besteht eine lineare Beziehung zwischen
der Breite der bewegten Masse (L) und ihrer Dicke (d), mit d = L ( ist eine Konstante < 1). In
Neuseeland wurde  = 0.05 bestimmt. Die Integration über die Verteilung der ’landslide’-Größen
erlaubt das totale Volumen, das durch Massenbewegungen pro Jahr erodiert wurde zu berechnen:
3 2 
2L1
, mit L1, der maximalen Breite der Massenbewegung in einem Setting (ist
(3  2 )
durch das verfügbare Relief limitiert, in Neuseeland 1 km).
→ Die daraus in Neuseeland berechnete Erosionsrate ist 9 mm/a; dies ist in Einklang mit der
langzeitlichen Erosionsrate, die aus Spaltspurenuntersuchungen gewonnen wurden. In Neuseeland fallen die Gebiete mit hohen Anteilen an Massenbewegungen, hohem Niederschlag
und hohen Gesteinshebungsraten räumlich zusammen; die Flüssen vermögen alles Massenbewegungsmaterial zu entfernen und schneiden so schnell ein wie die Hebungsraten. Es
handelt sich offensichtlich um eine steady-state Landschaft.
V
Voluntary reading assignment: Hovius, N., Stark, C.P., Allen, P.A., 1997, Sediment flux from a mountain belt derived by
landslide mapping, Geology, 25, 231-234.)
Langzeitliche Erosionsraten basierend auf radiometrischen Altern
Als Antwort auf Erosion wandern Gesteine entlang dem lokalen geothermischen Gradienten zur Oberfläche; dadurch wandern unterschiedliche Minerale durch die Schließungstemperaturen für unterschiedliche radiometrische Systeme (Tabelle 7.2-BA).
Variable Raten der Abkühlung können als variable Raten der Denudation (tektonisch, erosiv)
interpretiert werden (Fig. 7.14-BA). Das wesentliche Problem bei diesem „Abkühlungsansatz“
(Konvertierung von Abkühlraten in Erosionsraten) ist, dass der lokale geothermische Gradient fast nie
genau bekannt ist; meist wird ein typischer Gradient (20-30°C/km) angenommen. Zuerst wird die
Tiefe (z) aus der das Gestein exhumiert wurde berechnet:
z
Tc
, mit Tc, Schließungstemperatur; dT/dz, geothermischer Gradient. Die mittlere ErosionsdT / dz
rate (E) ist dann:
E
z
, mit a, Zeit der Abkühlung durch die Schließungstemperatur.
a
Der geothermische Gradient bleibt jedoch während der Exhumierung nicht konstant, da Wärme zur
Oberfläche advektiert wird und der lokale geothermische Gradient höher wird; bei Exhumierungsraten
>5 mm/a kann sich der geothermische Gradient bis auf 60-100°C/km erhöhen (Abb. Grasemann et
al.). (Key publication: Mancktelow, N.S. and B. Grasemann, 1997, Time-dependent effects of heat advection and
topography on cooling histories during erosion, Tectonophysics, 270, 167-195.)
→ Aus diesem Grund sollten große Fehlerbalken an die bestimmten Erosionsraten angelegt werden;
jedoch sind auch bei großen Unsicherheiten noch immer die entscheidenden Änderungen in der
Erosionsrate abschätzbar. Außerdem erlaubt dieser Abkühlungsansatz Erosionsraten über Zeitbereiche
von Ma zu bestimmen!
Bestimmung des geothermischen Gradienten und der Hebungsrate aus einem Vertikalprofil: Nimmt
man Proben aus einem mehrere km hohen vertikalen Profil, ergibt:
(a) die Differenz in der Schließungstemperatur und der Höhe (bei gleichem Alter) den geothermischen
Gradienten;
(b) die Differenzen in der Höhe und Zeit die Hebungsrate (Skizze und siehe Fig. 7-Z). (Key-paper:
Zeitler, P., 1985, Cooling history of the NW Himalaya, Pakistan, Tectonics, 127-151.)
18
100°C at 20 Ma
3000 m, 20 Ma
Höhenprofil - selbe Methode
dT/dz = Tc/z = 300°C/3 km = 100°C/km
(at 20 Ma)
Geothermischer Gradient unterschiedliche Methoden
400°C at 20 Ma
E= z/a= 3 km/5 Ma = 0.6 mm/a
0 m, 15 Ma
Ohne die Kenntnis der Paläotopographie wäre diese Abschätzung jedoch nur eine Annäherung. Siehe
Skizze zur Erklärung der Alter – Höhenbeziehung (Erosion betrifft subhorizontal liegende Isothermen).
(1) Bei horizontalen Isograden ist eine Alterszunahme mit der Höhe zu finden.
(2) Im flachen Krustenniveau, d.i. einige Male das lokale Relief, ist die Position der Isothermen eine
Funktion des Reliefs und der Rate der vertikalen und horizontalen Advektion. So wird unter hohen
Bergen eine Isotherme höher liegen als unter dem benachbarten Tal und der geothermische Gradient
nahe der Oberfläche wird weniger steil sein unter dem Berg als dem Tal (Fig. 7.15-BA). (Key paper
Stüwe, K. et al., 1994, The influence of eroding topography on steady-state isotherms: application to fission-track analysis,
EPSL, 124, 63-74.).
In Fig. 7.15-BA wird die Abkühlgeschichte von verschiedenen Geochronometern in V-Tälern modelliert; die Erosionsrate ist mit 2 mm/a sehr schnell. Wesentliche Aussagen:
(i) Die 200° Isotherme wird kaum mehr von der Topographie beeinträchtigt.
(ii) Die Variation der Abkühlalter von Zirkon (Schließungstemperatur für (U-Th)/He ~200°C) bilden
die Topographie am besten nach, wie aus dem Abstand zwischen den tiefen, flachen Isothermen und
der Oberfläche zu erwarten ist (also hier ist die Höhen–Altersbeziehung am besten erhalten = hier ist
die Beziehung wie in der Skizze – obere Reihe). Dies betrifft auch andere höher-T Methoden.
19
(iii) Bei niedriger Schließungstemperatur (flacheren Isothermen) wird der Einfluss der Topographie
auf die thermische Struktur größer und es wird die Amplitude des Abkühlalterkontrasts (zwischen
Berg und Tal) kleiner und auch nichtlinear. Dies wird besonders für hohe Erosionsraten ausgeprägt!
In der FT Thermochronologie werden sowohl die Zahl der Spuren (Funktion des U-Gehalts und des
Alters) als auch die Länge (Funktion der T) gemessen. In einem Krustenprofil gibt es eine ’partial
annealing zone’ (PAZ); eine Region, die zwischen ~60 und 110°C liegt. In dieser Zone werden die
Längen verkürzt mit einer rascheren Verkürzung bei höherem T (Fig. 2-F). Es entwickelt sich eine
Verteilung von Spurenlängen, die ein Gleichgewicht zwischen der fortlaufenden Neubildung von >14
m Spuren und der Verkürzung von älteren Spuren reflektiert. An der Basis (hoch-T Ende) der PAZ
haben die Gesteine das Alter 0. Am niedrig-T Ende haben die Gesteine das Alter der letzten
Abkühlung seit ~110°C.
Wird ein Gesteinpaket durch eine rasche Denudation herausgehoben (hier in einen Bereich unter
60°C), kann die PAZ eingefroren werden. Das Alter an der Basis der fossilen PAZ gibt das Alter des
Anfanges der raschen Heraushebung. Jede Spur, die seit der raschen Exhumierung gebildet wurde,
behält seine Spurenlänge. Mit Hilfe einiger Proben über die alte PAZ, ist es möglich die fossile PAZ
zu rekonstruieren (Fig. 2-F). Die Basis der PAZ sollte durch einen klaren Bruch in der Neigung der
Alter-gegen-Höhe Kurve gekennzeichnet sein. Basierend auf der vertikalen Höhenausdehnung der
alten PAZ, kann der frühere geothermische Gradient (aus der Steigung) und der annähernde Betrag
der Denudation abgelesen werden (aus der Dicke). Beprobungsstrategie siehe Abb..
Voluntary reading assignment: Fitzgerald, P.G. et al., 1995, Uplift and denudation of the central Alaska Range: A case
study in the use of apatite fission track thermochronology to determine absolute uplift parameters. JGR, 100, B10, 2017520191.).
Tektonische bedingte Hebungsraten
Die Zunahme in der mittleren(!) Höhe einer Region kann nur ein Resultat sein von:
(i) tektonischen Prozessen der Krustenverdickung (tektonische Hebung),
(ii) flexurartiger Biegung der rigiden Lithosphäre (z.B.: ’outer rise’),
(iii) Änderungen in der Dichteverteilung der Kruste und des Mantels.
Tektonische Hebung ist der Anteil der Gesamthebung einer mittleren Oberfläche, der nicht zum
isostatischen Ausgleich durch Entlastung (z.B.: durch Erosion) bezogen ist. Um diese Unterscheidung
vorzunehmen (zwischen tektonischer und erosiver), muss bekannt sein:
(i) die Geometrie einer Oberfläche vor der Deformation,
(ii) die heutige Geometrie,
(iii) das erodierte Material von der ursprünglichen Oberfläche und
(iv) jede Änderung des Referenzgerüsts (z.B. Meeresspiegel), das zur Bestimmung der Hebung
herangezogen wurde. Falls Raten berechnet werden, müssen der Zeitpunkt des Beginns und des Endes
der Bewegung bekannt sein.
Die Gesamthebung ist definiert als:
U i  ( Z i  Z 0i )  Ei  SLi , mit Ui, Gesamthebung (’bedrock uplift’); Zi, heutige Topographie; Z0i,
ursprüngliche Topographie (e.g. einer Terrasse) ; Ei, Dicke des erodierten Materials (e.g. vom Top
einer Terrasse); SLi, Änderung des Meeresspiegels (des Vorfluters) zwischen dem Beginn und dem
Ende der Hebung.
Die totale Hebung ist die Summe der tektonischen und der isostatischen Komponente
U i  U ti  U ei , mit Uti, tektonische und Uei, isostatische Komponente.
Die tektonische Hebungsrate ist dann:
U ti [( Z i  Z 0i )  Ei  (U ei  SLi )]

.
t
t
Solche Studien sind schwierig zu machen; Beispiel aus der Finisterre Range in Papua Neuguinea (Fig.
7.19-BA). Hier wurde eine Karbonatplattform gehoben. Foraminiferen erlauben die Tiefe und die Zeit
der Ablagerung zu bestimmen (= Paläohöhenlage und Zeit des Hebungsbeginns). Die Paläooberfläche
20
liegt heute auf 2 km Höhe und ist nur wenig erodiert; sie kann mit einer Einhüllenden umfasst werden
und mit einem DEM kann die Erosion berechnet werden und daraus die isostatische Antwort der
Entladung durch diese Erosion. In Papua Neuguinea ist die Erosion unwichtig, aber generell kann der
Erosions-bedingte isostatische Ausgleich einen beträchtlichen Teil der Hebung ausmachen (Fig.
7.19B-BA).
Manchmal ist es möglich aus dem großräumigen Ablagerungsmuster zu erkennen, ob tektonische
Hebung dominiert oder das Gebirge durch Erosions-gesteuerte isostatische Hebung charakterisiert ist
(Fig. 7.20-BA).
Flussprofile
Flussprofile können ’bedrock uplift’ aufzeichnen, falls die folgenden Voraussetzungen gegeben sind:
(i) Die longitudinalen Gradienten des alten und rezenten Flusstäler waren ähnlich (sonst sind
Unterschiede nicht rein auf Hebung (’rock uplift’) zu beziehen) und (ii) die Unterschiede zwischen
dem alten und heutigen ’baselevel’ (Vorfluter) sind klein gegenüber der Größe der Hebung.
Key papers: Lavé, J. and Avouac, J.P., (2000). Active folding of fluvial terraces across the Siwalics
Hills, Himalayas of central Nepal. JGR, 105, B3, 5735-5770, 2000.
Lavé, J. and Avouac, J.P., (2001). Fluvial incision and tectonic uplift across the Himalayas of central
Nepal. JGR, 106, B11, 26561-26591.
Review von Paper 1
Bestimmung der Paläohöhenlage
Extrem schwieriges Unterfangen! Ein Ansatz ist das Studium der Flora in Abhängigkeit von der
Höhenlage, die durch T-Änderungen ausgedrückt wird (T-sensitive Pflanzen). Die Gestalt (Physiognomie) von Blättern ist abhängig von klimatischen Bedingungen; gerade oder eckige Blattränder, das
Vorhandensein oder Fehlen von Tropffurchen (spitze Blätter), die Blattgröße, die Gestalt der Blattbasis, etc. kann statistisch ausgewertet; diese Charakteristika sind in bestimmten Florenassoziationen
zur mittleren Jahres-T bezogen. Den Paläoflorenparametern wird eine mittlere jährliche Temperatur
(Tint) zugewiesen, basierend auf den engsten rezenten Florenvergesellschaftungen. Diese Temperaturen werden mit Vergesellschaftungen gleichen Alters (Tsi), die am Meeresniveau lebten, verglichen.
Die Paläohöhe ist dann:
z
Tsi  Tint
, mit TLR als Änderungsrate der T mit der Höhe (heute ~6.5°C/km).
TLR
Das wesentliche Problem dieses Ansatzes ist, dass bei der T-Änderung auch die Einflüsse von
Klimaänderungen berücksichtig werden müssen (z.B. spätkänozoische Klimaänderung mit globaler
Abkühlung). Verbesserungen der Technik betreffen die statistische Auswertung der Faunenassoziationen und ihre T-Sensivität und die Bestimmung der TLR aus Klima- und Wettersimulationen.
Temperatur- und Feuchtigkeitsveränderungen in Gebirgen betreffen auch das 18O/16O Verhältnis
(geringer mit zunehmender Höhe) in Wässern, Bodenkarbonaten, etc.; Kalibrierung an rezenten
Profilen kann Aussagen über die Höhenlage vergangener Oberflächen machen.
Voluntary reading assignment
Spicer R.A., Constant elevation of S-Tibet over past 15 Ma. Nature, 421, 2003
Rowley, D.B. and Curie, B.S., Ralaeo-altimetry of the late Eocene to Miocene Lunpola basin, central Tibet, Nature, 439/9,
2006
Holozäne Deformation und Landschaftsentwicklung
Jedes Element eines geomorphologischen Systems hat eine unterschiedliche Reaktionszeit. Am
sensibelsten reagieren Flüsse auf Änderungen; z.B. haben sie Gleichgewichtsneigungen von <<1°;
21
Flüsse reagieren also mit sehr wenig Trägheit auf Änderungen und spielen im Holozän (10.000 a)
eine entscheidende Rolle in der geomorphologischen Gestaltung.
Base Level (Vorfluter)
Definition: niedrigster Bereich der fluviatilen Landschaft – darunter kann der Fluss nicht erodieren.
Knickpunkte (knickpoints)
Änderung in der Topographie entlang des Flusslaufes; die lokale Versteilung des Flusslaufes muss
nicht tektonischen Ursprungs sein, sondern kann durch einen unterschiedlichen Erosionswiderstand
der Gesteine gegeben sein. Der Effekt der Erosion entlang des steileren Flussgradienten ist eine
flussaufwärts-gerichtete Migration des Knickpunkts. Die Migrationsraten sind schlecht untersucht, in
den Basalten von Hawaii wurden 2 mm/a festgestellt, im Grundgebirge des Himalaja 10 mm – 1 m/a.
Analog-Experimente zur Absenkung des Vorfluters
Experimente in Strömungskanälen (’stream-table experiments’). Ergebnisse:
(i) Die Rate der Knickpunktwanderung ist proportional zum Abfluss (oder dem Entwässerungsgebiet
oberhalb des Knickpunktes [ (stream power)  discharge × slope]; daraus ist zu folgern, dass
Migration flussaufwärts langsamer wird (da weniger Wasser zur Verfügung steht) (Fig. 8.2A-BA).
(ii) Die Abhängigkeit der Gestalt des Knickpunkts von den erodierten Gesteinen wird beschreiben
über die Beziehung des kritischen Scherstress (c), der zur Erosion nötig ist (der von der Kohäsion und
dem Koeffizient der inneren Reibung des erodierten Materials abhängt), und des tatsächlichen
Scherstresses am Flussgrund (0) (Fig. 8.1B-BA).
(iii) Die Ausbildung des Flusstales ist nicht nur von der Erosionsgeschichte, sondern auch von der
Ablagerungsgeschichte abhängig (Fig. 8.2B-BA)
(iv) Multiple ’base-level’ Erniedrigungsexperimente zeigen, dass die Sedimentfracht nach jedem
Erniedrigungsevent stark zunimmt und dann exponentiell abfällt; der Abfall ist jedoch nicht glatt,
sonders es treten sekundäre Spitzen auf (Fig. 8.2C-BA); diese sekundäre Spitzen kommen
wahrscheinlich von sporadischen Kollapsen der Flusstalwände.
Änderung der Flussform als Resultat von aktiver Deformation
Moderne Flüsse zeigen mäandrierende, geflochtene (’braided’), netzförmige und gerade Strömungskanäle; die Kanalform ist abhängig von der Sedimentpartikelgröße und dem Sedimentgehalt, der
Fliessgeschwindigkeit und der Strömungsenergie (’stream power’,  = k × Q × s, mit k = w × g; Q =
Abfluss (siehe auch unten); s (Neigung) = h/x) (Fig. 8.5-BA)
Für eine gegebene Korngröße, die im Fluss transportiert wird, ist die Kanalform eine Funktion der
spezifischen Strömungsenergie (Fig. 8.6-BA; siehe auch nächster Absatz).
[spezifische Strömungsenergie: w, Breite; d, Tiefe; /w = (w ×g ×Q × s)/w, da Q = w ×d ×x/t gilt: /w = (w × w ×d
×x/t × s)/w = w × d × g × s×x/t] (Q = Änderung der potentiellen Energie einer Wassereinheit einer
Flächenausdehnung w × d über eine Strecke x in der Zeit t).
→ Eine Änderung in der Wassertiefe und Neigung führt also zu einer Änderung des Kanalmusters.
Modellierungen sagen die Änderungen der Flussform voraus:
(a) Analogexperimente ohne tektonische Beeinflussung zeigen Abhängigkeit der Stärke des
Mäandrierens und der Kanalform von der Neigung und der Strömungsenergie.
Das Mäandrieren wird beschreiben durch den Sinuosität: P= ’sinuosity’: definiert als das
Verhältnis des ’Thalwegs’ [derzeitige Flusslänge] zu Tallänge oder P = L / D, mit L = Länge
Flussstrecke mit Krümmungen, D = Geradlinige Distanz zwischen Endpunkten der
Flussstrecke ([stream-table experiment], Fig. 8.7-BA).
Die Einführung von aktiv wachsenden Falten in die Modellierungen zeigen zunehmendes
Mäandrieren unterhalb der wachsenden Falte und Ablagerung oberhalb (Fig. 8.8-BA + caps).
22
(b) Numerische Modelle (Fig. 8.9-BA für die Ausgangsbedingungen und Resultate) für
Einschneidungen in nicht-kohäsives Material im Bereich einer aktiven Sinus-förmigen Falte
zeigen (i) bedeutende Sedimentation im Oberlauf, (ii) geringe Sedimentation im Unterlauf,
(iii) Verbreiterung des Erosionsgebietes, (iv) flussaufwärts-Wanderung der Höhenzunahme –
weg von der Region der Hebung. Das wesentliche Ergebnis ist, dass schon nach 5000 a ein
steady-state zwischen Hebung und Einschneidung erreicht ist!
Beispiele für tektonisch beeinflusste Flusssysteme
(1) Änderung der Stärke des Mäandrierens (’sinuosity’) und der Neigung entlang des San Antonio
Flusses (Fig. 8.10-BA) zeigen wie leicht mit Flussparametern tektonisch aktive Gebiete
erkannt werden können.
(2) Flüsse, die Falten über blinden Überschiebungen im Los Angeles Becken mit Hebungsraten
von 0.1-0.3 mm/a schneiden, zeigen höhere Neigung, maximale Einschneidung, erhöhte
’Sinuosity’ (Fig. 8.11-B).
(3) Die Long Valley Caldera in Nord-Kalifornien ist ein gutes Beispiel für die Effekte, die
Tektonik (hier die Hebung des Domes durch magmatische Aufblähung) auf einen vorbei
fließenden Fluss hat (Fig. 8-13-BA). (i) Der Owens Fluss folgten den konzentrischen Höhenlinien; (ii) er hat zwei, gleichzeitig aktive Gürtel mäandrierender Flusskanäle entwickelt (200300 m Abstand), wobei der Innere geringere Wasserführung zeigt, älter ist und 60 cm höher
als der äußere Gürtel liegt; (iii) Profile quer zu den zwei Flussgürteln erlauben die Kippungsraten abzuleiten (die Methode hat nichts mit den Flüssen zu tun).
(4) Das „nach-außen“ Wandern kann quantifiziert werden, indem man die Position des aktiven
Kanals zur Gesamtbreite des mäandrierenden Gürtels setzt.
Man kann auch in vielen Querschnitten die Position des Kanals zur Mittellinie des
Entwässerungsbeckens beziehen (die Symmetrieachse entlang der Mitte des Beckens). T =
dO/dL, mit dO, der Versatz der mittleren Kanalrichtung oder des mittleren Mäandergürtels
von der Mittellinie; dL, die Distanz zur Mittellinie von der Wasserscheide, die den
Beckenrand markiert. T = 0 markiert eine Lage des Flusses entlang der Mittellinie, T = 1
ergibt Randlage.
(5) Bei langsamer Wanderung des mäandrierenden Flusses nach außen sollten die Mäander fast
alle in eine Richtung zeigen (konvex zur Aufdomung), da sie zur Aufdomung hin sukzessive
verlassen (daher erhalten) werden (Figs. 8.14 und 8.15-BA). Bei rascher Kippung wird der
Mäandergürtel verlassen und eine größere Anzahl von vollständigen Mäandern (beider
Schleifen) bleibt erhalten.
(6) Der Indus ist eine gutes Beispiel für sich ändernde Kanalmuster in Bezug zu Zonen mit aktiver
Hebung (Fig. 8.16-BA). Entlang den versteilten Bereichen zeigt er höheres mäandrieren. Auch
im Bereich des südwestlichen Pamirs können Hebungsbereiche leicht durch die Änderungen
im Kanalmuster (’planform patterns’) erkannt werden (Fig. 8.17-BA).
Zusammenfassend sind Flüsse gute Marker, die durch eine Änderung des Kanalmusters Bereiche
aktiver Deformation anzeigen können.
Homework – Papers
Whipple, X.K., 2004, Bedrock rivers and the geomorphology of active orogens. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 32, 2004
Deformation und Geomorphologie über mittlere Zeitskalen
„Mittlere“ Zeitskala: 10 ka (=Holozän/Pleistozän-Grenze) bis ~300400 ka. Landschaft ist Summe
von sowohl episodischen und kontinuierlichen geomorphologischen Prozessen. Diese Zeitskala ist
entscheidend, die Signifikanz vom meist sehr genauen Kurzzeitratenbestimmungen (z.B. durch
Geodäsie) zu verstehen: sind z.B. die Deformationsraten im Dekadenmaßstab typische tektonische
Raten (für ≥100.000 Jahre)? Sind die Wiederholungsraten von Erdbeben, die man in paläoseismologischen Untersuchungen in Gräben über das Holozän erarbeitet charakteristisch für ein Langzeitverhalten?
23
Kalibrierung der Deformationsraten
Verwendet werden sowohl marine als auch fluviatile Terrassen. Fluviatile Terrassen sind für die
letzten 1050 ka besser geeignet: sie zeigen durch die glazial-interglazialen Fluktuationen des Klimas
und die einhergehenden Änderungen im Sedimentbudget und der Wasserführung in diesem Zeitraum
extrem gute Ausbildung. Besonders Terrassen, die von Seitenverschiebungen geschnitten werden sind
gut geeignet (Fig. 9.5-BA); Beispiel einer von einer Überschiebung geschnittenen Terrassenflucht aus
dem Tien Shan (Fig. 9.6-BA); Beispiel einer Rampenantiklinale aus dem Tien Shan (Fig. 9.8-BA).
Landschaftsentwicklung über mittlere Zeitskalen
Flussgradienten
Flussnetzwerke sind hierarchisch geordnet: Zubringerflüsse, d.s. Flüsse niedriger Ordnung
(Flussoberläufe), münden in Flüsse höherer Ordnung (Flussunterläufe). Mit Zunahme des Abflusses
zum Vorfluter wird die Neigung des Flusses geringer (/k × Q = s) bei gleichbleibender
Ströungsenergie. Flüsse erster Ordnung haben deshalb steilere Gradienten als Flüsse dritter Ordnung.
Heraushebung beeinflusst Flüsse niedriger Ordnung am stärksten (Fig. 9.9-BA). Große Flüsse können
ihr Längsprofil relativ leicht aufrechterhalten und können daher mit der Erniedrigung des Vorfluters
(„base-level lowering“) (oder: Hebung in einem Bereich entlang ihres Profils) Schritt halten; sie
schneiden rascher ein (Fig. 9.10-BA).
Daraus folgt: Ein Ansatz Zonen aktiver Tektonik zu erkennen basiert auch auf der Abweichung der
Flussgradienten von einem „normalen“ Längsgradienten eines Flusses. So werden die Gradienten von
Bächen, die einen „forelimb“ einer Falte hinunterfließen steiler sein als solche, die einen „backlimb“
hinauffliessen. Die Methode umfasst: (i) die Segmentierung des Entwässerungsnetzwerkes in
Flussteile und das Bestimmen der Länge und Höhendifferenz entlang jedes Flussteils; (ii) den
Vergleich jedes Flussteils mit dem idealen logarithmischen Flusslängsprofil. Abweichungen vom
Idealprofil können durch Kippung als Resultat tektonischer Hebung interpretiert werden (Fig. 9.11BA).
Homework – Papers
Merritts, D. and Bull, W.B., 1989. Interpreting Quaternary uplift rates at the Mendocino triple junction, northern California,
from uplifted marine terraces: Geology, v. 17, 1020-1024.
Merritts, D. and Hesterberg, T., 1994. Stream networks and long-term surface uplift in the New Madrid seismic zone:
Science, v. 265, 1081-1084.
Merritts, D. and Vincent, K.R., 1989. Geomorphic response of costal streams to low, intermediate and high rates of uplift,
Mendocino triple junction region, northern California. GSA Bull., v. 101, 1373-1388.
Merritts, D. et al., 1994. Long river profiles, tectonism, and eustacy: A guide to interpret fluvial terraces: JGR, v. 99, 1403114050.
Strömungsgradient-Index (Stream-gradient indices)
Tektonisch unbeeinflusste Flüsse zeigen ein graduell wechselndes, konkaves Längsprofil. Lithologische und tektonische Perturbationen können dieses Profil beeinflussen. Gleichungen zur Beschreibung von Flüssen sind:
S = k/L (S, stream slope; k, gradient index or slope of the ideal profile); L, horizontal length from the
drainage devide)
k = (Hi-Hj)/(lnLj-lnLi) (H, Höhe; i, j, refer to two points along the river) (k kann verwendet werden, um
den gesamten Fluss oder irgendeinen Teil entlang ihm zu beschreiben)
Wichtig: SL = (H/L)×L (SL, stream-gradient index eines [kurzen] Teilbereichs eines Flusses;
definiert von Hack [1973])
24
SL wird für Übersichtsanalysen verwendet (e.g. Fig. 9.12-BA): die relative Größe von SL und die
Position von Knickpunkten im Fluss kann mit der Hebungsrate korrelieren. Ein anderer Weg um
Anomalien aufzuspüren sind Abweichungen von SL (lokal bestimmt) von k (für den gesamten Fluss;
siehe Gleichungen); Studie and Flüssen des Himalaja verwendet SL/k (Fig. 9.14-BA); SL>2 Regionen
werden mit einer großen fault-bend fold über dem MCT interpretiert. Diese Interpretation wurde 10
Jahre später mit FT und anderer Thermochronologie bestätigt.
Flussbeeinflussung durch regionale Kippung
Flüsse, die einen neu gebildeten Hang hinunterfließen heißen „consequence rivers“. Untersucht
werden kann wie präexistierende und neu gebildete Flüsse auf regionale Kippung antworten. Fig.
9.15-BA zeigt consequent rivers, die sich auf einem Ignimbrit gebildet haben und sich tief
einschnitten; späte regionale Kippung (Bildung Owens Valley) führt nicht zu Relokalisierung der
Flüsse.
Flüsse, die ~senkrecht (40°) zur Achse einer Hebungszone fließen, zeigen Änderungen in den
Gradienten in Abhängigkeit von den Variationen in der differentiellen Hebung (Beispiel Fig. 9.16BA).
Wachsende Falten
Falten sind meist ein Resultat von blinden Überschiebungen; beide akkumulieren Versatz durch ein
vertikales und laterales Wachsen (z.B. Wheeler Ridge Antiklinale, Fig. 9.21-BA).
Problem A: Wie wird ein Flusssystem, das über eine Landschaft mit geringem Relief geflossen ist
beeinflusst? Flüsse (1) werden abgelenkt und fließen parallel der Faltenachsen und um die Nase der
Falte; (2) werden lokalisiert, da die antezedenten Flüsse durch die wachsende Falte schneiden; (3)
erodieren die Falte, sodass keine oder kaum Topographie erhalten bleibt (Fig. 9.19-BA).
Problem B: Wie wird ein water gap in ein wind gap umgewandelt? Aggradation im piggyback Becken
im Oberlauf erhöht das Flussbett im Vergleich zur umgebenden Fläche und führt zu Avulsion und
Diversion (Umleitung) des Flusses in tiefere Teile der Fläche. Durch diesen Prozess werden frühere
antezedente Flüsse durch wachsende Falten „besiegt“ (Fig. 9.20-BA). Mehrere wind gaps entlang dem
Kamm einer Falte zeigen die fortlaufende Überwindung von älteren antezedenten Flüssen an. Im
Laufe dieser Überwindung von älteren Flüssen gewinnen die überbleibenden Flüsse an Abfluss (sie
nehmen die der älteren Flüsse auf) und dies kann zu einem permanenten water gap führen.
Die Quantifizierung der Raten der Deformation und der geomorphologischen Modifikation einer
wachsenden Falte gelingt nur in Ausnahmefällen. Beispiel der Wheeler Ridge Antiklinale: hier
wurden Bodenstratigraphie und Datierung mit den C14 und U-Serien Methoden verwendet, um die
Raten des vertikalen und lateralen Wachsens der Falte zu bestimmen (Fig. 9.22-BA). Digitale
Höhenmodelle helfen bei der Quantifizierung und es ist sinnvoll eine Falte in bestimme Untereinheiten zu unterteilen (z.B. back- and fore-limb; laterale Wachstumssegmente; z.B. Figs. 9.23+9.24BA). In der Analyse des DGM der Wheeler Ridge Antiklinale zeigt sich zum Beispiel, dass die
Magnitude der Erosion (= erodiertes Volumen/Quellarealgröße) immer größer im forelimb als im
backlimb ist; dies unterstützt das Konzept, dass Erosionsraten hangneigungsabhängig sind (Fig. 9.25BA).
[Begriffsdefinitionen: Antezedenz, [von lat. antecedere = vorausgehen] von J. W. Powell (1875) geprägte Bezeichnung
für einen fluvialen Eintiefungsprozeß, der unter gleichzeitiger tektonischer Hebung eines Gebirges oder Krustenblocks
abläuft. Der Flußlauf existierte bereits vor der Gebirgsbildung und behielt trotz der Hebung seine ursprüngliche Laufrichtung
bei. Voraussetzung hierfür ist eine ausreichende Wasserführung und keine zu starken Hebungsbeträge, denn nur dann kann
die Tiefenerosion mit der Hebung Schritt halten. Es bildet sich ein antezedentes Durchbruchstal, im Gegensatz zum epigenetischen Durchbruchstal (Epigenese).
Epigenese, fluvialer Eintiefungsprozeß, in dessen Folge ältere, erosionsresistentere Gesteine exhumiert werden, in die sich
ein bestehendes Fließgewässer unter Beibehaltung seiner Fließrichtung sukzessive einschneidet (aslo ohne Tektonik). Dabei
entsteht ein epigenetisches Durchbruchstal, im Gegensatz zum antezedenten Durchbruchstal (Antezedenz). Epigenetische
25
Durchbruchstäler können mit den gegenwärtigen Abdachungsverhältnissen und der Tektonik des Gebietes in Widerspruch
stehen.
Avulsion, bezeichnet die diskontinuierliche, ereignisgebundene Verlagerung eines Gerinnelaufes von, durch hohe Sedimentationsraten und Uferwallbildung (Uferwall), relativ höher gelegenen Auenbereiche in tiefere. Dabei geht der Anlage eines
neuen Flußlaufes ein Uferwalldurchbruch und die Bildung eines crevasse splay voraus. Avulsion ist charakteristisch für den
anastomosierenden Fluß und steht im Gegensatz zur eher kontinuierlichen Verlagerung des Gerinnebetts durch Mäandermigration (mäandrierender Fluß).]
Homework – Papers
Burbank, D. et al., 1996. Interactions of growing folds and coeval depositional systems: Basin Research, v. 8, 199-223.
Twidale, C.R., River patterns and their meaning. Earth-Science Reviews 67 (2004) 159–218
Model for detachment-limited bedrock-channel incision: Shear-Stress (stream-power) Model
Overview in:
Snyder Noah, P. et al., 2000. Landscape response to tectonic forcing: Digital elevation model analysis of stream profiles in
the Mendocino triple junction region, northern California: GSA Bulleting, 112, 8, 1250-1263.
Original formualtion: Howard, A.D. et al., 1994. Modeling fluvial erosion on regional to continental scales: Journal of
Geophysical Research, v. 99, p. 13 971–13 986.
→ Relates incision rate to a power function of drainage area and channel slope.
E, bedrock-channel-erosion rate in volume per unit channel area per time
E = kbτba
τb, basal shear stress
kb, dimensional coefficient that is dependent on dominant erosion process, rock resistance, and
possibly sediment load, and a is a positive, process-dependent constant. Theoretical predictions for the
value of a vary from 1 for a linear-erosion process in easily eroded material to ~5/2 for impact
abrasion.
Combining the assumptions of conservation of mass (water), and steady, uniform flow, basal shear
stress (τb) is expressed as:
ρ, density of water,
Cf , dimensionless friction factor,
g, is gravitational acceleration,
S, local channel slope (dz/dx),
Q, stream discharge,
W, characteristic channel width.
Next, a relationship for basin hydrology is assumed:
Q = kqAc,
A, upstream drainage area,
kq, dimensional coefficient,
c, a positive constant of approximately unity or slightly less, particularly for small, steep drainages.
Then, a relationship for downstream increase in channel width with discharge is assumed, and
combined with the equation above:
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W= kwQb = kwkqbAbc,
kw, dimensional coefficient,
b, a positive constant, empirically observed to be ~0.5 in alluvial rivers.
The products kwkqb and bc may be found from drainage-area data and field measurements of channel
width.
Above equations are combined to obtain the shear-stress incision law:
E = KAmSn,
with the relations
K = kbkw–2a/3kq2a(1 – b)/3ρag2a/3,
m = (2ac/3)(1 – b),
n = 2a/3,
m/n = c(1 – b).
The last 5 equations highlight the key unconstrained parameters in the shear-stress model. For typical,
empirically determined values of b and c (from the Q and W equations above), the value of m/n is
~0.5. This relation reduces the modeling problem to two key unknowns: K and n. The slope exponent
(n) depends on the mechanics of erosion processes (a; see E=kbτba). The value of n exerts strong
control on equilibrium channel slope, equilibrium topographic relief, transient profile form, and
response time scale.
The erosion coefficient (K) is badly calibrated. It is a dimensional coefficient with units of meters1–2m
yr–1. K is influenced by rock strength, channel bed material, channel width, runoff, debris-flow
frequency, and sediment load, with large sediment concentrations protecting the bed.
Holding K constant in a model of landscape response to tectonic forcing includes the implicit
assumption that channel gradient is the only variable that is free to adjust to changes in rock-uplift
rate. However, many of the factors that control K are likely to adjust during the evolution of a
mountain range. For example, higher uplift rates are likely to lead to higher topography, which leads
to increased orographic precipitation, presumably increasing kq and therefore K (equation above).
Steady-State Longitudinal Profiles
The shear-stress incision model can be combined with a statement of conservation of mass to analyze
the rate of change of river-bed elevation (dz/dt), given by a competition between uplift and erosion:
dz/dt = U (x,t) – E = U – KAmSn
U (x,t), rock uplift rate relative to base level.
In the case of a steady-state landscape (dz/dt = 0), equilibrium slope (Se) is:
Se = (U/K)1/nA–m/n.
For cases of uniform U and K, m/n dictates the concavity of the equilibrium profile, and likewise the
coefficient (U/K)1/n dictates equilibrium profile (channel) steepness. This power-function relation has
been observed empirically in many different geologic settings, with stream gradient described by
S = ksA–θ.
27
The exponent, θ (the concavity index), and coefficient, ks (the steepness index), can be measured
directly by regression of slope and area data. The concavity index (θ) is generally found to be between
0.3 and 0.6. The coefficient ks is similar to the stream-gradient index of Hack (1973, see lecture
above). In any analysis of stream longitudinal profiles, the relationships
θ = m/n,
ks = (U/K)1/n,
hold true if and only if (1) the river profile is in steady state with respect to current climatic and uplift
conditions; and (2) both uplift rate (U) and coefficient of erosion (K) are uniform through the channel
reach. Where these conditions are met, the parameters (U/K)1/n and m/n can be estimated directly
through regressions of channel-gradient and drainage-area data. In such cases, the degree of
correlation between channel steepness and rock uplift rate can be used to place important constraints
on shear-stress model parameters.
Longitudinal profile slope-area analysis: methods
Channel Longitudinal Profiles. Elevation and drainage area at points along the length of each studyarea channel are measured. Three methods of measuring channel longitudinal profiles (elevation and
stream distance) can be employed: (1) Field surveying (using either hand levels or inclinometers). (2)
Digitizing elevations from topographic maps. (3) Extraction of channel profiles from DEMs, is highly
efficient, but accuracy is limited by the resolution and quality of the DEM.
Basin-wide drainage-area data. DEMs are the simplest and most accurate method
Slope-Area Analysis. Linear regression of the logarithms of local channel gradient and drainage area
data was used to find values for the concavity index (θ) and the steepness index (ks) (S = ksA–θ; Fig. 7
Snyder et al.). The slope-area relations only have meaning in the context of detachment-limited
bedrock channels. The scaling break or transition between colluvial and fluvial channels has been
identified from DEM data; this break is well defined and occurs at drainage areas between 104 m2 and
105 m2 (Fig. 7 Snyder et al.) for northern California. Two different sets of slope-area data can be
compared: those for main trunk streams and those for entire drainage basins. First, the domain can be
limited to just the main channel. This technique avoids complications due to errors in computing flow
paths across gently sloping terrain on ridges and valley bottoms. In addition, this method required no
assumptions about tributary channel erosion rates. Second, points from the entire basin can be used.
This includes the trunk stream, as well as tributaries, and is the domain used by most previous
workers.
Channel-Width Measurements. Downstream variations in channel width constrain the m/n ratio (W=
kwQb = kwkqbAbc, m/n = c(1 – b)). Three different width measurements can be made: (1) low-flow
channel width; (2) high-flow channel width, largely defined by channel banks and vegetation patterns;
(3) valley-bottom width, measured from one steep side-wall to the other, commonly equal to the highflow width in steep, narrow canyons. The high-flow width most likely represents the geomorphically
significant flow condition. The valley-bottom width is also important because it is a measure of the
longer term width over which the channel must operate.
Some data: variation of θ and ks for northern Californian rivers (both can be derived from S = ksA–θ):
Fig. 8 of Snyder et al.).
Homework – Papers
Wobus, C.W., K.V. Hodges, and K.X. Whipple, Has focused denudation sustained active thrusting at the Himalayan
topographic front? Geology; 2003; v. 31; no. 10; p. 861–864.
Tektonische Geomorphologie im späten Känozoikum
28
Zeitskala: mehrere 100 ka bis mehrere Ma. Betrachtung über Flächenskalen von 1001000 km2.
Betrachtung getrennt nach tektonischen Settings (extensional, kontraktional, Seitenverschiebungen).
Folgende Fragen können relevant sein:
(1) Gibt es regionale topographische Charakteristika, die es erlauben, lang anhaltende Unterschiede in
den mittleren Deformationsraten zu bestimmen?
(2) Gibt es Belege, dass kurz- und mittel-zeitliche tektonisch-geomorphologische Interaktionen in
kleinerem Maßstab (und die deshalb besser zu bearbeiten und zu verstehen sind) sinnvolle Modelle für
die länger-zeitliche Entwicklung des Arbeitsgebietes geben?
(3) Gibt es Muster, Ordnungen, Voraussagemöglichkeiten und Skalierungsbeziehungen in der Landschaft, die die sequentielle Entwicklung einer Region zu verstehen erlauben?
Extensionsregionen
Facetten (facets) und Abstände zwischen Entwässungsnetzen (drainage spacing)
Die topographische Entwicklung einer Gebirgsfront ist abhängig von den relativen Raten der
Extension, der Erosion und der Ablagerung. Typisches geomorphologisches Erscheinungsbild von
schnell und langsam extensierenden Gebieten: Fig. 10.1-BA. Der Abstand zwischen Entwässerungsnetzen und Facetten kann quantifiziert werden (Fig. 10.2-BA):
Mittlere Länge eines Entwässerungsbeckens (i.e. die mittlere Distanz von der mittleren Wasserscheide bis zur Gebirgsfront) / mittlerer Abstand der Beckenöffnungen (Flüsse) entlang der
Gebirgsfront
Für tektonische aktive Gebiete sind Werte zwischen 1.84 (Mittelwert 2.5) typisch. Beispiel aus der
Basin and Range Extensionsprovinz: Fig. 10.3-BA): Aktive Gebirgsfronten zeigen kürzere Abstände
zwischen den Entwässerungskanälen, die Entwässerungskanäle sind generell kürzer und steiler! Die
Neigung von Facetten wird im Wesentlichen durch Hangrutschungen vorgegeben, die von der
Festigkeit des Gesteins gesteuert werden (Fig. 10.4-BA).
Quantitative Beschreibung des Gebirgsfrontdeformation
Der Betrag der Einschneidung der Gebirgsfront durch Erosionskanäle wird bestimmt durch: (1)
Hebungsrate des Footwalls; (2) fluviatile Erosionsrate im Footwall; (3) Variation in der Sedimentanlieferung. Wichtig ist zu berücksichtigen, dass Sedimentflüsse auch klimatisch gesteuert werden
können.
Quantitative Parameter:
(1) Sinuosität der Gebirgsfront (Fig. 10.5-BA): S = Lmp/Lr. Aktive Extensionssysteme haben S = ~ 1.
(2) Talformen (Fig. 10.6-BA): Verhältnis der Talbreite zur der Höhe der benachbarten Einzugsgebietsgrenzen, R = wdf/[[(eddr-evb)+(eddl-evb)]/2]; kleine R-Werte weisen auf längerfristige Einschneidung und Hebung (aktive Tektonik).
(3) Tal-Verhältnisse (V-ratios) (Fig. 10.6-BA): V = Fläche des erodierten Material / Fläche des
Halbkreises mit dem Radius der Höhe der Einzugsgebietsgrenze. V < 1: Täler sind tief eingeschnitten.
Entwässerungsbecken (drainage basins) in extensionalen Gebirgszügen
Aktive Gebirgszüge zeigen kleinere, kürzere und steilere Becken (Fig. 10.7-BA): Grund ist die
Kippung des Liegendblocks. Axialflüsse im Hangendblockbecken sind zu den aktivsten Störungen hin
verschoben (siehe auch Fig. 10.9-BA).
Lateral propagierende Störungen, die Versatz auf Kosten einer anderen Störung aufnehmen, können
durch eine Kombination der folgenden Parameter angezeigt werden (e.g. Fig. 10.9; 10.10-BA):
(1) Abnahmen des topographischen Reliefs im Footwall der propagierenden Störung.
(2) Änderungen in der Größe der Alluvialfächer und deren Nähe zur Gebirgsfront. Propagieren der
Störung in den Hangendblock transferiert Alluvialfächer in den Liegendblock und die implizierte
29
Hebung des neuen Footwalls führt zum Einschneiden von Flüssen in den alten Fächer („fanhead
entrenchment“) (siehe SPOT image Tibet).
(3) Große und schräge Einzugsgebiete, die das Ende von älteren Störungen markieren, können in den
Liegendblock der neuen Störung eingebaut werden; dort sind die Einzugsgebiete schmal und senkrecht
zur Störung.
Versatzgradienten und die Verbindung von Störungen
Wesentlich für die Beurteilung des Geohazards einer Region ist, ob eine Abschiebung aus der
Verbindung von mehreren Segmenten entstand oder aus dem Wachstum einer einzelnen Ruptur. Dies
kann nur durch langzeitliche Studien geklärt werden; sie zeigen auch wie unterschiedliche Wissenschaftsansätze kombiniert werden müssen. Fig. 10.11-BA-A zeigt mögliche Modelle für die Bildung
einer großen Abschiebung: (i) Unsegmentierte Störung mit monotoner Abnahme der Versatzes zu den
Störungsenden; (ii) Segmentierte Störung mit Konzentration des Versatzes im Zentrum jedes
Segments: sowohl die Topographie des Liegendblocks als auch der Grundgebirgsrücken im Hangendblock zeigen die Segmentierung an; (iii) Nach der Verbindung der Einzelsegmente zeigt die Topographie des Liegendblocks keine Versatzdefizite an – Grundgebirgsrücken im Hangendblockbecken
zeigen Deformation an, die über viele kleine Störungen verteilt ist. Der Unterschied eines fehlenden
Versatzdefizits im Liegendblock und eines solchen im Hangendblock lässt sich nur durch die
Verteilung der Deformation auf viele kleine Störungen erklären: deren Gesamtversatz ist ident zu den
benachbarten Regionen (was den ~gleichen Footwall-Uplift ergibt), die vielen Einzelstörungen im
Becken lassen aber Basementrücken im Becken nahe der Oberfläche bleiben. Fig. 10.11-BA-B+C
geben Beispiele, die topographische Analysen im Footwall und gravimetrische Analysen im Hangendblock (Tiefe zu Basementrücken) kombinieren. In B weist die ausgeglichene Topographie und die drei
Peaks auf Modell (iii); diese Peaks fallen aber nicht mit bekannten Störungssegmentgrenzen
zusammen. Im Hangendblock fallen einige Basementrücken mit Segmentgrenzen zusammen: also
Hinweis auf (iii). C zeigt Hinweise auf Modelle (ii) und (iii).
Liegendblockhebung und Krustenrigidität
In einer Region, die vor der Extension im isostatischen Gleichgewicht war, wird durch eine
Abschiebungszone und die damit verbundene Krustenausdünnung und der Erosion des Liegendblocks
und der Sedimentbeckenbildung im Hangendblock die Last umverteilt. Die Tiefe der isostatischen
Kompensation gibt die charakteristischen Wellenlänge des Footwall-Uplifts als Resultat der
Reduzierung der Last (im wesentlichen Krustenausdünnung und Beckenbildung) vor: für eine flache
Kompensationstiefe (z.B. in der Mittel-Unterkruste) wird die Wellenlänge gering sein und die
vertikale Abweichung (Riftschulterhebung) wird bedeutend sein; Die Wellenlänge der Kompensation
kann auch mit der effektiven elastischen Dicke der Kruste erklärt werden; je kleiner die Wellenlänge
der Hebung und je höher die topographische Anomalie je geringer ist die elastische Dicke (Fig. 10.13BA).
Dieser konzeptuelle Rahmen sollte es erlauben aus der Topographie gering erodierter
Liegendblöcke die elastische Dicke der Kruste abzuleiten. Fig. 10.14-BA gibt ein Beispiel aus Tibet:
die Wellenlänge der Liegendblockhebungszone ist kurz (3040 km), die assoziierten Gräben sind eng.
Vergleiche mit Modellen weisen auf eine elastische Dicke von 26 km!
Homework – Papers
Harkins N.W., D.J. Anastasio, F.J. Pazzaglia, Tectonic geomorphology of the Red Rock fault, insights into segmentation and
landscape evolution of a developing range front normal fault. Journal of Structural Geology 27 (2005) 1925–1939.
Kontraktionsregionen
In den „mittleren“ Zeitskalen (10200 ka) wurde illustriert wie eine einzige Falte wächst und
geomorphologisch geformt wird. Wie verhält sich so eine Falte über längere Zeitskalen und wie
interagieren mehrere solche Falten in einer Landschaft (es gibt wenige Studien in diesem Bereich)?
30
Individuelle Falten und Faltenzüge
Der Tien Shan in Zentralasien gibt gute Beispiele, da die Erosion gering ist und daher einfache
topographische Profile verwendet werden können. Voraussetzung ist jedoch, dass die Topographie mit
einem strukturellen Marker zusammenfällt; im Tien Shan ist dieser Marker die BasementCover
Diskordanz.
Fig. 10.15-BA: Strukturelle und geomorphologische Entwicklung einer Falte über die letzten ~1 Ma.
Fig. 10.16-BA: Laterales Wachstum und Interaktion von wachsenden Falten im Tien Shan über die
letzten ~1 Ma; „water gaps“ konzentrieren sich auf die lateralen Aussterbezonen einzelner Falten. Die
Kofferfaltengeometrie des Gory Baybeiche Gebirges wird als Resultat der Verschmelzung mehrer
Falten interpretiert – die water gaps markieren möglicherweise die Verbindungszonen.
Fig. 10.17-BA: Wie Fig. 10.16-BA: Modell und Beispiel der Verbindung von lateral wachsenden
Falten.
Homework – Papers
Burbank, D. et al., 1999. Partitioning of intramontane basins by thrust-related folding, Tien Shan, Kyrgyztan. Basin
Research, v. 11, 75-92.
Entwicklung des Entwässerungssystems
Entwässerungssysteme können durch die Prozesse, die im Kapitel mittlere Zeitskalen beschrieben
wurden (Ablenkung, Bildung von “wind gaps”, asymmetrische Entwässerungsnetze, etc.), das
Wachstum von Falten, ihre Asymmetrie, die relative Abfolge der Faltenentstehung und die
Propagierungsrichtung von mehreren Falten aufzeichnen; es gibt wieder wenig Studien. Fig. 10.18-BA
gibt eine Arbeit aus Neuseeland, bei der allerdings wenig absolut datiert ist; die Entwicklung des
Entwässerungssystems erfolge aber über eine Zeitskala von >0.5 Ma (aus dem Wiederkehrintervall
von Erdbeben abgeschätzt).
Morphologische Bewertung von kontraktionaler Gebirgsfrontdeformation
Sogar in stark durch Vegetation beeinflussten Gebieten können Parameter wie Sinuosität der Gebirgsfront und Talhöhe versus Talbreite angewandt werden (Parameter siehe extensionales Setting).
Steady-state und presteady-state Gebirge
Zu einer bestimmten Zeit müssen sich Raten der Denudation (Erosion und/oder Extension) und Raten
der Hebung bilanzieren (topographisches Gleichgewicht), da Gebirge nicht unendlich wachsen
können. Solche Gleichgewichtsgebirge sollten (bei den gegebenen plattentektonisch bestimmten
Konvergenzraten) in einige 100 ka erreicht sein.
Wie erkennt man presteady-state Gebirge?
(1) Raten der Hebung (rock uplift) werden nicht durch Erosion aufgefangen. Z.B. sind in Papua
Neuguinea quartäre marine Terrassen, die in 12 km Meerestiefe gebildet wurden heute auf >2 km.
Zurzeit werden diese leicht erodierbaren Schichten durch Massenbewegungen abgetragen, was
indiziert, dass sich die Rate der Denudation erhöht.
(2) Erosionsflächen, die sich auf niedriger Höhe gebildet haben, treten in großer Höhe auf. Siehe Tien
Shan (oben), wo Grundgebirgsverebnungsfläche bis auf 4 km Höhe auftreten.
(3) Thermochronologie. FT Alter geben im Tien Shan prekänozoische Alter: zeigt an, dass weniger
als 4 km erodiert wurden – die Denudationsraten sind also extrem gering im Vergleich zu den
Konvergenz- und Hebungsraten.
Wie erkennt man steady-state Gebirge?
(1) Vergleich von Hebungs- und Denudationsraten.
(2) Wenn gezeigt werden kann, dass die Gebirgsbildung über mehrere 10 Ma abgelaufen ist, kann man
von steady-state ausgehen.
31
Beispiele für presteady state und steady-stage Gebirge sind der Tien Shan und der Himalaja.
Beide haben geodätisch gemessene Konvergenzraten von 2025 mm/a; die Erhaltung der
Verebnungsfläche zeigt im Tien Shan ein presteady-state an. Im Himalaja läuft die Gebirgsbildung
seit >45 Ma.
Die Beziehung zwischen Hangneigung, Hebung (rock uplift) und Denudation in steady-state Gebirgen
kann durch zwei Extreme beschrieben werden: (a) die Hangneigung variiert im Verhältnis zur Hebung
(Annahme: Materialfluss von Hängen (im Wesentlichen durch Hangrutschungen) ist ein diffusiver
Prozess, der zur Hangneigung bezogen ist). (b) Alle Hangneigungen sind am Schwellenwert für Bruch
(failure) und sind ähnlich für alle Gebiete mit unterschiedlicher Hebung. Für (a) und (b) muss die Rate
der Flusseinschneidung die Hebungsrate bilanzieren (sonst würde das Material nicht abtransportiert)!
Um diese Extremmodelle zu untersuchen, ist die räumliche Variabilität der Hebungsrate, der
Denudation und der Hangneigung zu dokumentieren. Beispiel NW Himalaja (Nanga Parbat):
Abkühlungsraten und daraus abgeleitete langzeitlich Denudationsraten variieren um einen Faktor 10
(Fig. 10.23-BA). Histogramme der Hangneigungen (aus DEM) sind in dem ganzen Areal gleich (32 ±
2°; Fig. 10-24A-BA), was dem „angle of response“ in trockenem, kohäsionslosem Material entspricht
(entspricht Extremmodell (b) oben).
Daraus ergeben sich die nächsten Fragen:
→ Wieweit kann die Variation in der mittleren und maximalen Topographie als isostatische
Antwort auf die Erosion erklärt werden?
→ Korreliert die mittlere Topographie mit den mittleren Hebungsraten?
→ Ist die regionale Variation der Topographie unabhängig vom Klima und den spezifischen
Oberflächenprozessen, die die Erosion kontrollieren?
Daten: Nanga Parbat Gebiet ist > 8000 m, die mittlere Höhe ist 3800 m. Mittlere Höhe des Deosai
Plateaus ist 4300 m; Gebiet zwischen NP und D: 4100 m (Fig. 10.25-BA). Auf dem D Plateau
erreichen die Gipfel 5000 m; geht man an den Rand des Plateaus erreichen die Gipfel 6000 m aber die
mittlere Höhe nimmt um 200 m ab. Im NP Gebiet erreichen die Gipfel 8000 m, die mittlere Höhe ist
500 m unter dem des Plateaus. Ignoriert man die Krustenrigidität (flexural regididty) werden ~5/6 der
durch Erosion abgetragene Masse durch isostatische Hebung kompensiert (100 m Erosion erniedrigt
die mittlere Höhe also um ~17 m). Um also die Region um den NP um 500 m zu erniedrigen braucht
man ~3 km Erosion: gibt es also Regionen des Plateaus, die erhalten sind, sollten die auf bis zu 8 km
sein, wie es im NP beobachtet wird. Nimmt man also an, dass es ursprünglich im gesamten Gebiet ein
~4300 m hohes Plateau gegeben hat, könnte die beobachte Variabilität als isostatische Antwort auf die
Zerschneidung des Plateaus interpretiert werden (Fig. 10.26-BA).
Der Vergleich der mittleren Höhen im NW Himalaja mit Abkühlung/Denudation-Raten zeigt, dass die
Zonen rascher Hebung nicht mit den Zonen hoher mittlerer Höhe zusammenfallen (vergleiche Fig.
10.25 mit 10.23-BA; diese Zonen schneller Hebung enthalten aber die höchsten Gipfel). Im regionalen
Maßstab steigt die mittlere Topographie um 1 km über 200 km nach NW an (Fig. 10.25-BA). Der
topographische Trend ist also ~ senkrecht auf das Streichen der tektonischen Zonen im NW Himalaja.
Die Topographie ist also ziemlich unabhängig von Tektonik (Fig. 10.27-BA). Was kontrolliert dann
die mittlere Topographie?
Spekulative Antwort basiert auf der Beobachtung, dass auch die regionale Schneegrenze nach NW
höher wird (Fig. 10.25-BA). Heute liegt die Schneegrenze 7001000 m über der mittleren
Topographie, aber während der letzten Eiszeit haben beide übereingestimmt. Vielleicht hat also die
glaziale Erosion die Topographie kontrolliert. Die bedeutendste Erosion wird entlang der
Schneegrenze angenommen, wo der Eisfluss in Gletschern am größten ist. Eine solche Erosion würde
eine Landschaft auf Höhe der Schneegrenze erniedrigen und die Topographie in dieser Zone
verflachen. Diese Spekulation würde eine klimatische Kontrolle der steady-state Topographie
bedeuten und nicht eine Kontrolle durch die Tektonik!
Eine weitere Implikation ist, dass in Gebieten mit erhöhter Hebung (rock uplift) die Gletscher
effektiver erodieren. Zwei Faktoren können die glaziale Erosion in Gebieten mit hohen Hebungsraten
erhöhen: (a) Die sehr hohen Gipfeln erzeugen sehr hohe Niederschlagsraten entlang ihren Flanken:
bedeutendere Eisbewegungen sollten schnellere Erosion erzeugen. (b) Im Bereich des NW Himalaja
32
wird durch die Hebung ein zunehmend größerer Teil der Landoberfläche in den Bereich der
Akkumulationszone der Gletscher gebracht – die erhöht den Gletscherfluss und die glaziale Erosion.
Homework – Paper
Brozovic, N. et al., 1997. Climatic limits on landscape development in the northwestern Himalaya. Science, v. 276, 571-574.
Clark, M. K., L. M. Schoenbohm, L. H. Royden, K. X. Whipple, B. C. Burchfiel, X. Zhang, W. Tang, E. Wang, and L. Chen,
Surface uplift, tectonics, and erosion of eastern Tibet from large-scale drainage patterns. TECTONICS, VOL. 23,
TC1006, doi:10.1029/2002TC001402, 2004.
Finnegan, N.J., B. Hallet, D.R. Montgomery, P.K. Zeitler, J.O. Stone, A.M. Anders, Liu Y., Coupling of rock uplift and river
incision in the Namche Barwa–Gyala Peri massif, Tibet. GSA Bulletin; January/February 2008; v. 120; 1/2; p. 142–
155; doi: 10.1130/B26224.1.
Schoenbohm, L.M., K.X Whipple, B.C. Burchfiel, and L. Chen, Geomorphic constraints on surface uplift, exhumation, and
plateau growth in the Red River region, Yunnan Province, China. GSA Bulletin; July/August 2004; v. 116; no. 7/8; p.
895–909; doi: 10.1130/B25364.1
Regionen mit Seitenverschiebungsdeformation
Versetzte Bäche im Maßstab von einigen Metern in kurzen Zeitskalen (ein oder wenige Erdbeben)
können in Zeitskalen von Ma zu Versätzen in 10100 km Maßstab führen (z.B. 110 km Versatz des
Indus entlang der Karakorum Störung; Irrawaddy entlang der Saigang Störung).
Hebung und Subsidenz aber nur in Transpressions- und Transtensionszonen. Gutes Beispiel sind
Transverse Ranges in S-Kalifornien. Langzeitliche Hebungsraten wurden durch FT und (U-Th)/He
Datierungen bestimmt. Die jüngsten Alter, das größte Relief, die höchsten Gipfel und die steilsten
Hänge treten in den östlichen San Gabriel Mts. auf; dieses Gebiet könnte in steady-state mit
bilanzierter Erosion und Hebung. Im Gegensatz dazu zeigen Gebiete im NW eine NiedrigreliefLandschaft auf ~ 2 km mit alten Altern und niedrigen Gipfelhöhen: hier könnte die Erosion hinter der
Hebung her sein und eine presteady-state Landschaft verwirklicht sein (Fig. 10.28-BA).
Heiße Flecken unter Kontinenten
Herausragende Objekte um eine Langzeitentwicklung der Geomorphologie als Antwort auf eine
großmaßstäbliche Hebung (lange Wellenlänge – niedrige Amplitude) zu untersuchen. Wichtige Fragen
sind: (1) Was sind die topographischen Charakteristika der früheren und heutigen Position des
Hotspots? (2) Wie und warum variieren diese? (3) Wie ist die Topographie zur aktiven Deformation
bezogen? Hier nur kurz behandelt, da nur wenige Hotspots auf kontinentaler Kruste.
Untersucht wurden der Yellowstone Hotspot und die Entwicklung der Snake River Plane (diese
repräsentiert die vulkanischen Produkte). Es gibt eine charakteristische und voraussagbare Änderung
in der Topographie und der Grundgebirgsoberkante; diese Änderung folgt der „Quadratwurzel der
Zeit“ Abhängigkeit der thermischen Topographie der mittelozeanischen Rücken (Fig. 10.30-BA). Der
Weg des Hotspots wird durch charakteristische Gürtel von Deformation und geomorphologischer
Antwort in der Zeit begleitet (Fig. 10.31-BA).
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