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Hochschule Vechta
Proseminar „Geologie, Relief und Boden“
WS 2003/04
Dipl.-Geol. Dr. G. Schmidt
Karstlandschaften
von Henning Düsterhöft
Gliederung
1
2
3
4
Einleitung ........................................................................................................................................ 1
Einordnung der Verkarstung in die reliefbildenden Prozesse ........................................................ 1
Bedingungen für eine Verkarstung ................................................................................................. 2
Chemische Prozesse der Verkarstung ........................................................................................... 3
4.1
Korrosion ................................................................................................................................ 3
4.2
Sinterbildung .......................................................................................................................... 5
4.3
Mischungskorrosion ............................................................................................................... 5
5
Karstformen .................................................................................................................................... 6
5.1
Klimatische Abhängigkeit ....................................................................................................... 6
5.2
Halbkarst und Vollkarst .......................................................................................................... 6
5.3
Grundformen von Karstlandschaften ..................................................................................... 7
5.3.1
Nackter oder unbedeckter Karst.................................................................................... 7
5.3.2
Bedeckter Karst ............................................................................................................. 7
5.3.3
Unterirdischer Karst....................................................................................................... 7
5.4
Kleinformen des Karstes ........................................................................................................ 7
5.4.1
Karren............................................................................................................................ 7
5.4.2
Karstschlote................................................................................................................... 8
5.4.3
Dolinen .......................................................................................................................... 9
5.4.4
Erdfälle ........................................................................................................................ 10
5.4.5
Abgedeckter Karst ....................................................................................................... 10
5.5
Großformen des Karstes...................................................................................................... 11
5.5.1
Karstwassersysteme ................................................................................................... 11
5.5.2
Karsthöhlen ................................................................................................................. 13
5.5.3
Poljen........................................................................................................................... 14
5.5.4
Karstrandebenen ......................................................................................................... 15
5.5.5
Kuppen-, Kegel- und Turmkarst .................................................................................. 15
6
Einordnung der Verkarstung in den Carbonat-Silicat-Zyklus ....................................................... 17
7
Literaturverzeichnis....................................................................................................................... 19
1 Einleitung
Unsere Erdoberfläche unterliegt durch verschiedene reliefbildende Prozesse wie
Verwitterung und Erosion einer ständigen Umgestaltung. Ein Spezialfall dieser Prozesse ist die Verkarstung. Die namensgebende Landschaft ist der Karst1 in Slowenien, jedoch ist dieses Phänomen, das eine sehr charakteristisch gestaltete Erdoberfläche bildet, weltweit und in verschiedenen Varianten zu finden. Global gesehen
nehmen Karstgebiete etwa ein Drittel der Landoberfläche der Erde ein. Da bei der
Verkarstung sehr deutlich die exogene Dynamik unseres Planeten zu erkennen ist,
sind solche Landschaften für zukünftige Umweltwissenschaftler ein sehr anschauliches geologisches Beobachtungsobjekt. Auf konkrete Beispiele wird in den jeweiligen Kapiteln zu den einzelnen Erscheinungsformen eingegangen.
2 Einordnung der Verkarstung in die reliefbildenden Prozesse
Zunächst wird unterschieden zwischen endogenen und exogenen Prozessen. Als
endogene Prozesse werden Vorgänge bezeichnet, deren Ursachen im Erdinnern zu
suchen sind, also tektonisch bedingte Hebungen und Senkungen der Erdoberfläche
sowie die Förderung vulkanischer Gesteine. Sie sind also in erster Linie für die Herausbildung von Höhenunterschieden sowie „den differenzierten strukturellen Aufbau
und die Beschaffenheit der Erdkruste“ verantwortlich (ZEPP 2002). Die feinere Ausgestaltung des Reliefs bleibt den exogenen Prozessen vorbehalten, also jenen, die
direkt an der Erdoberfläche wirken. Diese haben ihre Ursache u.a. in der Schwerkraft, die auf einen Ausgleich von Höhendifferenzen hin-, und damit den gebirgsbildenden Prozessen der Plattentektonik entgegenwirkt, aber auch in klimatischen Bedingungen. Sie sind stets mit einer Materialumlagerung verbunden, daher entstehen
neben den Abtragungsformen auch immer Ablagerungsformen. Da die Schwerkraft
nur selten unmittelbar wirken kann, ist meist ein Transportmedium wie Wasser, Eis
oder bewegte Luft ausschlaggebend. Die exogenen Formungsprozesse sind also
stark klimagebunden (ZEPP 2002).
Bezüglich der exogenen Prozesse wird neben weiteren Effekten wie z.B. der fluvialen
und äolischen Formung weiter zwischen der physikalischen und der chemischen
1
Serbokroatisch „krâs“ = dünner Boden, „kràsa“ = steiniger Boden (WILHELMY 1978).
1
Verwitterung unterschieden. Während die physikalische Verwitterung alle Prozesse zusammenfasst, die eine mechanische Zerkleinerung von Gesteinen und Sedimenten bewirken, vollzieht sich die chemische Verwitterung durch Reaktionen zwischen der Bodenlösung und der jeweiligen Mineraloberfläche. Dabei spielen neben
den Eigenschaften der Minerale vor allem der pH-Wert und der Sauerstoffgehalt des
Wassers die entscheidende Rolle. Bei der Verkarstung kommt als Teilprozess der
chemischen Verwitterung die Lösungsverwitterung zum Tragen, die in diesem speziellen Fall der Lösung von Kalkstein durch CO2-haltiges Wasser als Korrosion bezeichnet wird (ZEPP 2002).
3 Bedingungen für eine Verkarstung
Da der Prozess der Verkarstung in der Lösung von Mineralen besteht, ist als Voraussetzung eine gute Löslichkeit des entsprechenden Gesteins gegeben. Wie in Tabelle
3-1 zu erkennen, ist Kalk (bzw. Dolomit) im Vergleich zu Salzgesteinen nur schwer
in reinem Wasser löslich. Dass es dennoch das hauptsächlich von der Verkarstung
betroffene Gestein ist, liegt in der stark erhöhten Löslichkeit in kohlendioxidhaltigem
Wasser begründet. Auf die chemischen Zusammenhänge soll in Kapitel 4 eingegangen werden. Daneben treten Karstformen auch bei den weitaus leichter löslichen
Gipsgesteinen auf, wohingegen die extrem hohe Löslichkeit von Steinsalz und Kalisalz die Herausbildung solcher Formen an der Erdoberfläche verhindert. Sie hätten
im humiden Klimabereich keinen Bestand, sondern würden sofort aufgelöst (ZEPP
2002).
Tab. 3-1: Löslichkeit von Salzgesteinen in Wasser bei 18 °C (aus
ZEPP 2002, S. 87).
2
Neben dem Vorkommen der Gesteine Kalk, Dolomit oder Gips (nach WILHELMY 1978
auch Marmor1, kalkreiche Mergel2 und Anhydrit3) sind für die Ausbildung von Karstformationen bestimmte hydrologische Voraussetzungen essenziell. Es sind ein guter
Abfluss und eine Tiefensickerung des Wassers, die unter dem Begriff Wasserwegsamkeit zusammengefasst werden, nötig. Karstgebiete sind daher immer über das
allgemeine Niveau des Grundwasserspiegels erhaben, denn ansonsten würde das
Wasser im Gestein stagnieren und sich eine Lösung bilden, die aufgrund ihrer Kalksättigung zu keiner weiteren Korrosion mehr fähig wäre. Die Wasserbewegung im
Gesteinsverband wird durch wasserdurchlässige Klüfte, Risse und Fugen ermöglicht,
die sich aufgrund der Kalklösung langsam erweitern und so die Verkarstung einleiten
(ZEPP 2002).
4 Chemische Prozesse der Verkarstung
4.1 Korrosion
Im Gegensatz zu pH-neutralem Wasser kann CO2-haltiges Wasser 100-400 mg/l an
Kalk (CaCO3) lösen. Dabei steigt die Korrosionsfähigkeit (=Kalklösefähigkeit) des
Wassers mit seinem CO2-Gehalt an, wie dies Abbildung 4.1-1 verdeutlicht. Ist in dem
entsprechenden Wasser weniger Kalk gelöst, als es nach dem dargestellten KalkKohlensäure-Gleichgewicht möglich wäre, so ist das Wasser weiterhin kalkaggressiv. Ist mehr Kalk im Wasser vorhanden, als es das Gleichgewicht zulässt, so ist es
kalkübersättigt und nicht in der Lage, weiteres CaCO3 zu lösen – es kommt zur Kalkfällung (ZEPP 2002).
Der CO2-Gehalt des Wassers wiederum, und damit seine Kalklösekraft, ist von drei
Faktoren abhängig:
•
Vom CO2-Partialdruck der Bodenluft, der gegenüber dem atmosphärischen
CO2-Partialdruck durch Mikroorganismentätigkeit und Wurzelatmung stark er-
1
Metamorphit des Kalksteins.
2
Sedimente aus Ton-Kalk-Gemisch.
3
CaSO4 (entwässerter Gips).
3
höht ist. So beträgt der CO2-Gehalt der Bodenluft im gemäßigten Klimabereich
bis zu 3,5 Vol.-%, in tropischen Breiten sogar bis zu 11 Vol.-%1 (ZEPP 2002).
•
Von der Wassertemperatur in der Hinsicht, dass kälteres Wasser mehr CO2 zu
lösen vermag als wärmeres. So kann z.B. 0 °C kaltes Wasser etwa doppelt so
viel CO2 aufnehmen wie 20 °C warmes Wasser (ZEPP 2002).
•
Vom Salzgehalt des Wassers: bei hoher Salinität (z.B. Meerwasser) ist die
Löslichkeit im Vergleich zu reinem Wasser um etwa 5-10 mg/l erniedrigt.
Abb. 4.1-1: Kalksättigungskurve zur
Darstellung des maximal lösbaren
CaCO3 bei gegebenem CO2-Gehalt
im Wasser und konstanter Temperatur (Kalk-Kohlensäure-Gleichgewicht)
(BÖGLI 1964, aus ZEPP 2002, S. 238).
Niederschlagswasser ist von Natur aus schwach sauer (pH 5,6). Dies ist durch das
atmosphärische CO2 zu erklären, das in Reaktion mit Wasser Kohlensäure bildet:
CO2 + H2O → H2CO3 (4.1-1).
Im wässrigen Milieu dissoziiert die Kohlensäure, d.h. wird nach folgender Gleichung
weiter in H3O+-Ionen, HCO3- (Hydrogencarbonat-Ionen) und zu einem sehr geringen
Anteil CO32- (Carbonat-Ionen) zerlegt:
H2CO3 + H2O ↔ H3O+ + HCO3- (4.1-2).
Wenn nun Kalk mit dem CO2-haltigen Wasser in Berührung kommt, so werden die
Calcitkristalle am Rand hydratisiert und in Calcium- und Hydrogencarbonat-Ionen
aufgespaltet:
H3O+ + CaCO3 → Ca2+ + HCO3- + H2O (4.1-3).
1
Im Vergleicht dazu beträgt der CO2-Gehalt der Atmosphäre lediglich 0,03 Vol.-%.
4
Die wasserlöslichen Ionen Ca2+ und HCO3- werden mit der Verwitterungslösung abgeführt und schließlich von Organismen in Kalkschalen und ähnliches eingebaut. Die
Auflösung des Kalks geht so lange weiter, wie noch freie H3O+-Ionen in der Lösung
vorhanden sind, und endet, wenn das Kalk-Kohlensäure-Gleichgewicht erreicht ist
(ZEPP 2002).
Vereinfacht lässt sich dieser Prozess auch über folgende Gleichungen darstellen:
CaCO3 + H2CO3 → Ca2+ + 2 HCO3- (4.1-4).
bzw. CaCO3 + H+ → Ca2+ + HCO3- (4.1-5) (bei anderen Säuren).
4.2 Sinterbildung
Die Sinterbildung ist die Umkehrung der in Kapitel 4.1 dargestellten chemischen Reaktionen. Dabei kommt es zu einer Ausfällung von Calciumcarbonat, wobei sich der
sogenannte Sinterkalk bildet. Dies tritt immer dann auf, wenn der CO2-Gehalt des
Wassers abnimmt. Ursache dafür sind veränderte Rahmenbedingungen, die die
CO2-Lösefähigkeit herabsetzen. Das kann zum einen eine Temperaturerhöhung sein,
wie sie oft auftritt, wenn die Kalklösung aus dem Untergrund an die Erdoberfläche
austritt, zum anderen eine Erniedrigung des CO2-Partialdrucks, die z.B. zu beobachten ist, wenn die Kalklösung innerhalb der vadosen Zone aus dem belebten Boden in
eine Karsthöhle mit geringerem CO2-Gehalt der Luft eintritt (ZEPP 2002). Eine weitere
Möglichkeit ist der direkte CO2-Verbrauch an Quellaustritten durch Pflanzen, sogenannter Travertin-Kalk oder Kalktuffe können hier entstehen.
4.3 Mischungskorrosion
Die besondere Aggressivität von CO2-haltigem Wasser gegenüber Kalkstein wird
beim Phänomen der Mischungskorrosion deutlich. Dies tritt immer dann auf, wenn
zwei kalkgesättigte Wässer mit CO2-bedingt unterschiedlichem Kalkgehalt aufeinander treffen, was im Bereich des Karstwasserspiegels oft passiert. Wie aus Abbildung
4.3-1 ersichtlich, erfolgt die Mischung der beiden Wässer (W1 und W2) und ihrer Inhaltsstoffe linear. Aus den Calciumcarbonatgehalten von 74 mg (W1) und 273 mg
(W2) ergibt sich in diesem Beispiel für das Mischwasser also ein Gehalt an 173 mg
CaCO3. Wenn man dieses neue Mischungsverhältnis nun mit der Sättigungskurve
(W1-C-A-W2) vergleicht, so fällt auf, dass das Gemisch sich plötzlich im kalkaggressi5
ven Bereich befindet (siehe auch Abbildung 4.1-1) und somit weiteres Calciumcarbonat aufzulösen vermag. Damit ergeben sich auch in großer Tiefe noch neue Kalklösungsmöglichkeiten (ZEPP 2002).
Abb. 4.3-1: Mischungskorrosion (nach BÖGLI 1964, aus ZEPP
2002, S. 241).
5 Karstformen
5.1 Klimatische Abhängigkeit
In den vorigen Kapiteln wurde gezeigt, dass die Verkarstung von den klimatischen
Bedingungen abhängig ist. Man kann daher zwischen einer Variante des gemäßigten, des dinarischen (mediterranen) und des tropischen Karstes unterscheiden, die
zwar unterschiedliche Formen aufweisen, aber dennoch oft nicht fest gegeneinander
abgrenzbar sind. In Wüstengebieten mit Kalksteinvorkommen sind Karsterscheinungen aufgrund des Niederschlagsmangels kaum zu finden (WILHELMY 1978).
5.2 Halbkarst und Vollkarst
Als Halbkarst werden Landschaften bezeichnet, in denen zwar deutlich Kleinformen
des Karstes zu beobachten sind, die jedoch in ihrem Relief durch relativ weiche Formen mit flachen Rücken, Senken und Tälern gekennzeichnet sind. Im Vollkarst hingegen wird die Oberfläche der Landschaft alleine durch Karsterscheinungen wie Karrenfelder, Dolinen und Poljen gekennzeichnet (WILHELMY 1978).
6
5.3 Grundformen von Karstlandschaften
5.3.1
Nackter oder unbedeckter Karst
Das lösungsfähige Gestein steht ohne eine Boden- und Vegetationsdecke direkt an
der Erdoberfläche an. Diese Form ist oft im Mittelmeerraum, besonders in den Dinariden, anzutreffen. Sie ist vermutlich größtenteils durch anthropogene Einflüsse entstanden (z.B. Abholzung der ursprünglichen Wälder zum Bau von Venedig, Schiffsbau in der Antike). Nach dem Verlust der schützenden Pflanzendecke wurde der Boden relativ schnell erosiv abgetragen, woraufhin sich die typischen Formen des nackten Karstes wie Trichter- und Schüsseldolinen bildeten (WILHELMY 1978).
5.3.2
Bedeckter Karst
Das lösungsfähige Gestein ist von Boden aus eigenen Verwitterungsprodukten oder
von jungen, nachträglich abgelagerten Sedimenten wie z.B. Löss (überdeckter
Karst) bedeckt. Dieses Lockermaterial wird von einer Pflanzendecke bewachsen.
Beispiele hierfür sind die noch waldbedeckten Teile des dinarischen Karstes, aber
auch die Schwäbische Alb (WILHELMY 1978).
5.3.3
Unterirdischer Karst
Als unterirdischer Karst werden alle Karstphänomene bezeichnet, die unter der Erdoberfläche ablaufen. Dies können zum einen Karsthöhlen sein, zum anderen Erscheinungen, die unter einer Deckschicht aus unlöslichen Gesteinen stattfinden und
Auswirkungen bis an die Oberfläche haben, wie Erdfälle und abgedeckter Karst. Beispiele hierfür finden sich in der Gipskarstlandschaft Südharz bei Osterode und Walkenried (WILHELMY 1978, ZEPP 2002).
5.4 Kleinformen des Karstes
5.4.1
Karren
Als Karren oder Schratten bezeichnet man alle Kleinformen, die durch die Lösungswirkung des Oberflächenwassers entstehen. Rinnen- und Rillenkarren sind an die
Hangneigung gebunden, sie entstehen durch hangabwärts fließendes Regen- und
Schneeschmelzwasser und bilden etwa parallel verlaufende Rinnen oder Rillen, die
gegeneinander durch schmale, oft sehr scharfe Leisten abgegrenzt sind. Dabei sind
Rinnen (siehe Abbildung 5.4.1-1) größer dimensioniert als Rillen, die nicht länger als
1 m und nicht tiefer bzw. breiter als 3 cm werden. Rinnenkarren sind am eindrucks7
vollsten im Hochgebirge ausgeprägt, so etwa in den Ostalpen und den Dinariden
(WILHELMY 1978).
Abb. 5.4.1-1: Karrenfeld mit Rinnenkarren.
Kluft- und Schichtfugenkarren treten an Schichtgrenzen und Kluftsystemen des
Kalksteins auf. Solche Klüfte bilden Leitwege für versickerndes Regen- und Schneeschmelzwasser und können durch den Lösungsprozess zu mehrere Meter tiefen Karren heranwachsen. In der weiteren Entwicklung können andere Erscheinungen wie
Napf- und Lochkarren (durch sich überkreuzende Karren entstehende Löcher),
Trittkarren/Karrentreppen (Verbindung mehrerer Wannen) und kavernöse Karren
(von Löchern zerfressene Gesteinsskelette) auftreten. Die Ausprägung von Karrenfeldern (z.B. Gottesackerplateau in den Allgäuer Alpen) ist abhängig vom Vorhandensein größerer Kalkflächen und von der Reinheit bzw. Zusammensetzung des
Kalks (WILHELMY 1978).
5.4.2
Karstschlote
Karstschlote, oder auch Naturschächte bzw. Karstbrunnen genannt, sind steil von
der Oberfläche in die Tiefe führende Öffnungen, die bis zu mehrere hundert Meter
lang sein können und meist in einer Höhle enden. Sie entstehen oft an Kluftkreuzungen, an denen sich sammelndes Oberflächenwasser in die Tiefe geführt wird. Da
dieses oft aus verschiedenen Richtungen kommt, sind die Öffnungen manchmal
sternförmig ausgebildet (WILHELMY 1978, ZEPP 2002).
8
5.4.3
Dolinen
Dolinen1 sind trichter-, schüssel- oder kesselförmige Hohlformen an der Karstoberfläche mit meist rundem bis elliptischem Durchmesser zwischen 2 und 200 m, bei Riesendolinen sogar bis zu 1,5 km. Die Tiefe schwankt zwischen 2 und 300 m, erreicht
jedoch im allgemeinen nur etwa ein Drittel des Durchmessers. Der Boden von Dolinen ist oft von Gesteinsblöcken und von Lösungsrückständen des Kalksteins bedeckt, weshalb sich bei völliger Abdeckung durch eine Lehmdecke ein Dolinensee
bilden kann. Nach ihrer Entstehung unterscheidet man zwischen Lösungs- und
Einsturzdolinen. Da Dolinen in weltweit nahezu allen Karstlandschaften zu finden
sind, gelten sie als Leitform des Karstes (WILHELMY 1978).
Lösungsdolinen entstehen vorwiegend an Stellen, an denen das Gestein durch
Klüfte durchgängig ist und sich daher das versickernde Wasser ansammelt. So werden vorgegebene Hohlräume im Laufe der Zeit durch verstärkte Korrosion von oben
her erweitert. Je nach der Form unterscheidet man zwischen Trichter- und Schüsseldolinen (siehe auch Abbildung 5.4.3-1). Schüsseldolinen werden auch als Uvalas
bezeichnet. Die zuvor genannten Karstschlote könnte man ebenfalls als Sonderform
der Lösungsdolinen bezeichnen (WILHELMY 1978).
Abb. 5.4.3-1: Trichterdoline (links), Schüsseldoline (Mitte) und Einsturzdoline (rechts)
(aus WILHELMY 1978, S. 20, leicht verändert).
Demgegenüber haben Einsturzdolinen ihren Ursprung im Einsturz unterirdischer
Hohlräume, deren Dächer aufgrund von Korrosion ihre Tragfähigkeit verloren haben
(Abbildung 5.4.3-1). Ihre Wände sind meist sehr steil und der Boden ist mit Geröll
bedeckt. Im Gegensatz zu Lösungsdolinen sind Einsturzdolinen jedoch relativ selten
(WILHELMY 1978).
1
Slawisch „dol“ = Tal (WILHELMY 1978).
9
5.4.4
Erdfälle
Erdfälle sind eine Ausprägung des unterirdischen Karstes. Wie bei den Einsturzdolinen kommt es zum Nachgeben von unterirdischen Höhlendächern in lösungsfähigem
Gestein, jedoch liegt über diesem eine Deckschicht aus nicht lösungsfähigem Gestein. Der Hohlraum wird durch das Einsturzmaterial gefüllt und die Deckschicht sinkt
mit ein, wie in Abbildung 5.4.4-1 dargestellt. Ein Beispiel hierfür sind die Erdfälle bei
Walkenried (Südharz), bei denen die Buntsandsteindecke in Lösungshohlräume des
darunter liegenden Gipses einbrach (WILHELMY 1978).
Abb. 5.4.4-1: Erdfall über
Hohlraum in lösungsfähigem Gestein (aus WILHELMY
5.4.5
1978, S. 12).
Abgedeckter Karst
Auch dies ist ein Erscheinungsbild des unterirdischen Karstes. Unter einer unlöslichen Deckschicht hat sich eine Karstlandschaft gebildet, die durch Abtragung der
Deckschicht an die Oberfläche tritt. Oft sind abgerundete Kluftkarren mit dazwischen
liegenden, von Verwitterungslehm aufgefüllten Schlotten entstanden, die ihrer Form
wegen auch als geologische Orgeln bezeichnet werden (Abbildung 5.4.5-1). Beispiele hierfür finden sich ebenfalls im Südharz bei Walkenried und Ellrich sowie in
den Meerholzer Bergen bei Gelnhausen (Hessen) (WILHELMY 1978, ZEPP 2002).
Abb. 5.4.5-1: Geologische
Orgeln im Gips bei Walkenried (nach PENCK, aus WILHELMY
1978, S. 12).
10
5.5 Großformen des Karstes
5.5.1
Karstwassersysteme
Karstgebiete werden unterirdisch entwässert. Dies geschieht in Oberflächennähe
zunächst vor allem durch enge Spalten und Fugen, die in größere unterirdische Hohlräume münden, in denen sich das Wasser sammelt und weiter abgeführt wird. Dies
ist in Abbildung 5.5.1-1 verdeutlicht. Die obere Zone, in der sich das Wasser entsprechend der Schwerkraft nicht längere Zeit halten kann und deren Hohlräume daher
überwiegend mit Luft gefüllt sind, wird als vadose Zone bezeichnet. Die darunterliegende Zone mit vollständig wassererfüllten Hohlräumen heißt phreatische1 Zone;
sie kann innerhalb lösungsfähiger Gesteine durch den hydrostatischen Druck bis weit
unter den Meeresspiegel reichen und wird nach oben hin durch die Karstwasserfläche begrenzt. Diese unterscheidet sich vom Grundwasserspiegel nicht verkarsteter
Gebiete dadurch, dass sie nicht gleichmäßig zur Quelle hin absinkt, sondern im
Wasserstand auch zwischen benachbarten Spalten und Schächten stark unterschiedliche Wasserstände aufweisen kann. Dies ist dadurch zu erklären, dass die
Röhren stark wechselnde Durchmesser aufweisen, in denen das Wasser unterschiedlich schnell abfließen kann: Verengt sich der Durchmesser, so verlangsamt
sich die Fließgeschwindigkeit und erhöht sich der Druck; weitet sich der Querschnitt,
so tritt das Gegenteil ein. In weiten Spalten steht somit das Wasser höher als in engen. Die Karstwasserfläche ist also keine echte Fläche, sondern beschreibt nur das
mittlere Niveau des Wasserstandes (ZEPP 2002).
Aufgrund des schnellen Wasserabflusses reagieren Karstwassersysteme auf hohe
Niederschläge bzw. Trockenperioden nur mit kurzer zeitlicher Verzögerung. Daher
unterliegt die ausgeschüttete Wassermenge von Karstquellen starken Schwankungen. Ebenso können bei starken Niederschlägen höhergelegene Quellen (Hungerbrunnen) „anspringen“, die ansonsten selten Wasser zu Tage fördern, wie dies auch
in Abbildung 5.5.1-1 dargestellt ist. Bei den Quelltöpfen handelt es sich um eine Besonderheit von Karstwassersystemen. Dort tritt unter hohem Druck stehendes Karstwasser entgegen der Schwerkraft aus dem Untergrund aus, wobei die Quellschüttungen oft im Vergleich zu „normalen“ Schichtquellen aufgrund eines größeren unterirdischen Einzugsgebiets sehr hoch sind (ZEPP 2002). Die bekanntesten Karstquellen
1
Griechisch „phrear“ = Brunnen (WILHELMY 1978).
11
in der Schwäbischen Alb sind der Blautopf, der Brenztopf und der Aachtopf (WILHELMY
1978).
Abb. 5.5.1-1: Schematischer Schnitt durch ein Karstwassersystem (nach BÖGLI 1978, verändert von BUSCH 1986, aus ZEPP
2002, S. 237).
In Karstlandschaften sind Flüsse sehr selten, da diese aufgrund des porösen Untergrunds meist versickern oder in Flussschwinden/Schwundlöchern (Ponoren) verschwinden. Es sind sogenannte Fremdlingsflüsse, die außerhalb des Karstgebietes
ihre Quelle haben. Nur dort, wo innerhalb des Kalkgebietes wasserundurchlässige
Tone oder Mergel (Ton-Kalk-Gemisch) anstehen, entwickelt sich ein „normales“ oberirdisches Entwässerungsnetz. Täler kommen zwar auch in Karstgebieten vor, jedoch
sind diese meist fossilen Ursprungs (Verkarstung erst nach tektonischer Hebung des
Gebietes über den Grundwasserspiegel) und heute trockengefallen. Das von Klüften,
Dolinen und Schwundlöchern aufgenommene Wasser sammelt sich in unterirdischen
Röhrensystemen und bildet regelrechte Höhlenflüsse (WILHELMY 1978).
Durch Änderung des CO2-Gehalts des Wassers kann es sowohl ober- als auch unterirdisch zur Ablagerung von Sinterkalk oder auch Kalktuff kommen (siehe Kapitel
4.2). Dabei entstehen Vorsprünge und Kanten, an denen die Turbulenzen des Wassers eine weitere CO2-Abgabe und somit Kalkabscheidung bewirken. So kommt es
zur Bildung treppenartiger Absätze wie z.B. an den Plitwitzer Seen in Kroatien, die
eine Treppe von 16 an Kalktuffbarren aufgestauten Einzelseen bilden (Abbildung
12
5.5.1-2). Ein weiteres Beispiel sind die berühmten Kalksinterterrassen in Pamukkale/Türkei und im Yellowstone-Nationalpark/USA (Abbildung 5.5.1-3) (ZEPP 2002).
Abb. 5.5.1-2: Bildung von Kalktuffbarren an
Abb. 5.5.1-3: Sinterbildung/Sinter-
Stromschnellen und Aufstauung von Seen
kalk (Mammoth Hot Springs, Yel-
(nach
WAGNER
1954,
ZEPP
2002,
lowstone Nationalpark, USA) (aus
ZEPP 2002, S. 240).
S. 246).
5.5.2
aus
Karsthöhlen
Unterirdische Höhlen im Karst entstehen meist an Stellen, an denen zwei Klüfte zusammentreffen, wie dies in Abbildung 5.5.2-1 erkennbar ist. Hier kommt es durch die
Vermischung der beiden Wässer zum Phänomen der Mischungskorrosion, die Kalklösefähigkeit des Wassers nimmt also zu, so dass das umgebende Kalkgestein angegriffen wird. Der entstehende Hohlraum erweitert sich im Laufe der Zeit zu einer
Höhle (ZEPP 2002).
Wo Klüfte in die Höhlendecke münden, entstehen Tropfsteine. Dies ist dadurch zu
erklären, dass das kalkgesättigte Sickerwasser, sobald es mit der CO2-ärmeren Höhlenluft in Berührung kommt, einen Teil seines gelösten CO2 durch Diffusion an diese
verliert. Somit ist die Lösung nun übersättigt und Sinterkalk wird ausgefällt (siehe Ka13
pitel 4.2). An der Decke entsteht ein Stalaktit. Beim Aufschlag des Tropfens auf dem
Höhlenboden wird wiederum CO2 abgegeben, so dass auch an dieser Stelle Kalk
ausgeschieden wird und als Gegenstück ein Stalagmit heranwächst. Wenn Stalaktiten in Reihe vorkommen, bilden sich Sinterfahnen oder Sintervorhänge (ZEPP
2002).
Abb. 5.5.2-1: Grundprinzip der Höhlenbildung.
In verkarsteten Gebirgsstöcken sind oft mehrere Höhlenniveaus übereinander ausgebildet. Die größten europäischen Karsthöhlen sind die Höhle von St. Kanzian
(Škocjan) mit einem 41 km langen unterirdischen Lauf des Flusses Reka und die Adelsberger Grotten bei Postojna, beide in Slowenien gelegen (WILHELMY 1978).
5.5.3
Poljen
Poljen1 sind wannen- oder beckenartige, ringsum durch Randhänge meist scharf begrenzte längliche Senken mit verhältnismäßig ebenem Boden. Sie sind oft mehrere
Kilometer lang und breit. Ihre Bodenfläche ist meist von fluvial umgelagerten, wasserstauenden Sedimenten bedeckt, so dass sie nach starken Regenfällen überflutet
werden bzw. einige ganzjährig von Seen erfüllt sind. Es gibt aber auch ständig trockenliegende Poljen. In vielen tritt ganzjährig an einer Seite ein unterirdischer Fluss
zutage, der die Polje durchfließt und auf der anderen Seite wieder in einer Ponore
verschwindet (Abbildung 5.5.3-1). Sie entstehen vermutlich dadurch, dass in einer
Mulde (z.B. tektonische Grabenposition, alter großer Talzug) wasserundurchlässiges,
leicht abtragbares Gestein abgelagert wird. Da einströmendes Wasser im weiteren
Verlauf nicht mehr versickern kann, kommt es zu einer Seitenkorrosion und damit
1
Serbokroatisch = Feld, Ebene (ZEPP 2002).
14
Erweiterung der Polje und Entstehung von Steilhängen. Die größten Poljen auf dem
Balkan sind über 300 km2 groß (WILHELMY 1978, ZEPP 2002).
Abb. 5.5.3-1: Polje im dinarischen Karst (nach WAGNER,
aus WILHELMY 1978, S. 31).
5.5.4
Karstrandebenen
Karstrandebenen oder Karstpedimente sind weite Ebenen im mediterranen Karst
außerhalb der Poljen. Ähnlich wie diese entstehen sie durch seitliche Korrosion am
Fuß von Steilhängen, da abfließendes Wasser dort gestaut wird, so dass diese
Randpartien besonders durchfeuchtet sind und der Lösungsprozess dort am wirksamsten ist. Dazu trägt auch die Vegetation bei, die in diesen feuchten Bereichen am
üppigsten ist. Im Zuge dieses Prozesses kommt es zu einer Einebnung des Kalkgebirges (WILHELMY 1978).
5.5.5
Kuppen-, Kegel- und Turmkarst
Diese drei Formen sind charakteristisch für den Karst feuchtwarmer Tropengebiete.
In der genannten Abfolge bilden sie eine genetische Reihe der Karstentwicklung
(Kuppen sind die Initialform der Karstkegel, siehe Abbildung 5.5.5-1). Die intensive
Oberflächenkorrosion in den feuchtwarmen Tropen ist eine Folge der höheren Reaktionsgeschwindigkeit aller Lösungsvorgänge als in den gemäßigten Breiten. Diese
lässt sich auf den höheren Kohlensäuregehalt von Bodenluft und Wasser zurückführen, der auf dem schnelleren Stoffwechsel der Mikroorganismen und allgemein dem
schnelleren Ablauf biogener Vorgänge und damit ständiger Zufuhr großer Mengen an
CO2 beruht. Ebenso wirken verstärkt von Mikroorganismen hergestellte organische
Säuren. Auch der Gehalt der Luft an Salpetersäure (HNO3) ist in den Tropen doppelt
15
so hoch wie in gemäßigten Breiten. Neben diesen stärker wirkenden chemischen
Prozessen ist der weit fortgeschrittenere Verkarstungsstatus in tropischen Breiten
wohl auch mit der fehlenden Unterbrechung durch eiszeitliche Kälteperioden zu erklären (WILHELMY 1978).
Abb. 5.5.5-1: Schema der
Karstentwicklung
Tropen
(nach
in
den
LEHMANN,
aus WILHELMY 1978, S. 38).
Wie läuft nun die Entwicklung dieser Karstformen ab? Zunächst kommt es in der
Kalksteinebene zur Bildung von dolinenähnlichen Hohlformen, die im Vergleich mit
den Dolinen der gemäßigten Breiten jedoch keinen runden, sondern eher einen
sternförmigen Grundriss aufweisen (Abbildung 5.5.5-1 b) und als steile Trichter in die
Tiefe wachsen. Sie werden als cockpits1 bezeichnet. Ihr Tiefenwachstum endet erst
mit dem Erreichen wasserundurchlässiger Schichten oder des Niveaus vom Kalkwasserspiegel (also in der Regel nahe dem Meeresspiegel). Zwischen den cockpits
bleiben Kalkklötze erhalten, die als Kuppen bzw. später Kegel mit ideal kreisförmigem Grundriss in die Höhe ragen. Sobald das Tiefenwachstum beendet ist, kommt
es nur noch zu seitlicher Korrosion, die die Karstkegel angreift, sie durch Wasserstau
unterhöhlt und so schließlich Türme aus ihnen formt (Abbildung 5.5.5-2). Es kommt
zu einer ständigen Erweiterung der cockpits, so dass am Ende nur noch einzelne
isolierte Kalktürme aus der Ebene herausragen, die bis etwa 200 m Höhe erreichen
können. Die spektakulärsten Karsttürme findet man bei Guilin in Südchina, andere
bekannte Verbreitungsgebiete tropischen Karstes sind Thailand (Abbildung 5.5.5-3)
und andere Länder Südostasiens sowie der Karibik (Kuba, Jamaica, Puerto Rico,
Mexico) (WILHELMY 1978).
1
Cockpits in ihrer ursprünglichen Bedeutung sind Gruben für die Veranstaltung von Hahnenkämpfen,
erst später wurde der Begriff auf die Führerkabinen von Flugzeugen übertragen (WILHELMY 1978).
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Abb. 5.5.5-2: Entwicklung vom Kegel-
Abb. 5.5.5-3: Turmkarst in Thailand
zum Turmkarst durch seitliche Korrosi-
(PIENTKA-NOLL,
on (nach LEHMANN & PFEFFER, aus WIL-
S. 244).
HELMY
aus
ZEPP
2002,
1978, S. 40).
6 Einordnung der Verkarstung in den Carbonat-Silicat-Zyklus
Der Prozess der Verkarstung durch Kalklösung ist Teil des globalen geochemischen
Carbonat-Silicat-Zyklus, der sich über Zeitspannen von jeweils mehr als 500.000
Jahren erstreckt und auf dessen Konto etwa 80 % des Kohlendioxids gehen, das in
dieser Zeit zwischen Gestein und Atmosphäre ausgetauscht wird. Der Zyklus wird
schematisch in Abbildung 6-1 erklärt. Er beginnt mit der Bildung von Kohlensäure
durch die Reaktion zwischen Regenwasser und atmosphärischem CO2. Die Kohlensäure erodiert Gestein, das Calcium-Silicat-Minerale enthält (z.B. Kalkstein in Karstgebieten, Feldspäte etc.), und setzt dabei Calcium- und Bicarbonat-Ionen frei (Ca2+
und HCO3-), die über Bäche und Flüsse schließlich in den Ozeanen landen. Diese
Ionen werden im Meer von Plankton und anderen Organismen in ihre Kalkschalen
eingebaut. Wenn sie sterben und zu Boden sinken, bilden sich Carbonatsedimente.
Durch die Bewegung der Meeresböden von den mittelozeanischen Rücken weg zu
den Kontinentalrändern kommt es zur Subduktion der Sedimente. Dabei werden sie
steigenden Temperaturen und Drücken ausgesetzt, wobei das Calciumcarbonat mit
Quarz zu neuem Silicatgestein reagiert (Carbonatmetamorphismus). Bei dieser
17
Reaktion wird CO2 freigesetzt, das vorwiegend über vulkanische Aktivitäten wieder in
die Atmosphäre gelangt. Somit schließt sich der Kreis (KASTING et al. 1988).
Abb. 6-1: Der geochemische Carbonat-Silicat-Zyklus (aus KASTING et al. 1988,
S. 25).
Über Rückkopplungseffekte trägt dieser Carbonat-Silicat-Zyklus vermutlich zur Stabilität der Klimaverhältnisse auf unserem Planeten bei. Sollte die Oberflächentemperatur der Erde fallen, so fallen auch die Meerestemperaturen, wodurch es weniger Verdunstung und folglich auch weniger Niederschlag und Erosion gibt. Daher wird das
CO2 langsamer aus der Atmosphäre entfernt, wobei gleichzeitig die Geschwindigkeit
der CO2-Neubildung durch den Carbonatmetamorphismus unvermindert bleibt. Daher reichert sich dieses Gas langsam in der Atmosphäre an, der Treibhauseffekt
nimmt zu und lässt die Oberflächentemperaturen wieder steigen. Der gleiche Effekt
wirkt auch in die entgegengesetzte Richtung (Temperatursteigerung) (KASTING et al.
1988).
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7 Literaturverzeichnis
KASTING, J.; TOON, O.; POLLACK, J. (1988): Die Entwicklung des Klimas auf den erdähnlichen Planeten. In: CRUTZEN, P. (Hrsg.) (1996): Atmosphäre, Klima, Umwelt. Heidelberg:
Spektrum Akademischer Verlag. 2. Auflage. Seite 22-29.
WILHELMY, H. (1978): Geomorphologie in Stichworten: III. Exogene Morphodynamik. Karsterscheinungen – Glazialer Formenschatz – Küstenformen. Coburg: Verlag Ferdinand Hirt. 3.
Auflage. 184 Seiten.
ZEPP, H. (2002): Grundriß Allgemeine Geographie: Geomorphologie. Eine Einführung. Paderborn: Verlag Ferdinand Schöningh. 1. Auflage. 354 Seiten.
Weil noch Platz ist, noch einmal im Überblick: Der Karstformenschatz in Mitteleuropa
(JÄTZOLD et al. 1976, aus ZEPP 2002, S. 241).
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