Physische Geographie II

Physische Geographie II
Geomorphologie
1. Einführung
1.1 Definition und Forschungsziel
Geomorphologie beschreibt die Formen der Erdoberfläche, ordnet sie systematisch, versucht ihre
Entstehung zu klären und ihre Weiterentwicklung zu prognostizieren.
Wissenschaft der Landformen (dazu gehören auch die Meeresböden!!)
Landform als Synthese und Indikator
Landformenforschung als Landschaftsforschung
1.2 Gegenstand Geomorphologischer Forschung
- torrente Bildung: Tiefen- und Seitenerosion durch stoßweise Wasser- und Geröllfüllung
- fossile Rumpffläche ist strukturunabhängig
Allgemeine Geomorphologische Grundregel:
Endogene Prozesse sind relieferhöhend, exogene Prozesse sind reliefvermindernd. Das Relief ist der
relative Höhenunterschied!!
Struktur oder Skulptur?
- Wechselwirkung zwischen endogenen Strukturen und exogen auf diese einwirkenden Prozesse
- Beziehung von Form und Prozess
- Aktualistisches Prinzip: Flüsse schneiden aktuell Täler ein verändern also eine Struktur in eine
Skulptur
- Indikationsfunktion zwischen Form und Prozess
Die Oberflächengestalt ist wichtiger als die Oberfläche an sich.
1.3 Stellung der Geomorphologie
Definitionen von Zepp zu Geomorphologie:
- Geowissenschaft Strukturen und Prozesse der Erde
- Teilgebiet der Geographie umfassende Mensch-Umwelt- Wissenschaft
- Naturwissenschaft untersucht physikalisch-chemische Gesetzmäßigkeiten
- Empirische Wissenschaft Beobachtung, Messung, Experimente
- Historische Wissenschaft rekonstruiert die Entwicklungsgeschichte
1.4 Geschichte der geomorphologischen Fragestellungen
Antike:
Erste Überlegungen von Platon (427 – 347 v. Chr.)
Berechnung des Erdumfangs (Erastosthenes 200 v. Chr.)
Im Mittelalter geringe Fortschritte.
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Ab dem 18. Jhd. wieder Aufschwung der Geomorphologie Neptunisten und Plutonisten (Entstehung
aus dem Meer oder aus dem Feuer): Abraham Werner, James Hutton, Leopold v. Buch
John Playfair: 1802, Glazialerosion
J. W. Powell: 1876, Abtragung bis zu einer Endrumpffläche in Meeresniveauhöhe
Albrecht Penck: 1894, Geomorphologie der Erdoberfläche
William Morris Davis: 1899, Der geogr. Zyklus: Krustenbewegungen heben die Landoberfläche;
Gradientkraft; Abtragung durch Wasser, Eis, Luft; Endrumpf in Meeresniveau
A. Hettner, S. Passarge, A. und W. Penck: Kritik an Davis’scher Zyklen-Lehre die klimatischen
Unterschiede der Abtragungsvorgänge fehlen
E. Obst, S. Passarge, L. Waibel, H. Schmitthenner: wissenschaftliche Untersuchungen der Tropen und
Polarregionen Klimavarianz!
Ab 1950: Klimageomorphologie
Julius Büdel: 1963, klimagenetische Geomorphologie durch Abfolge von Klimaten entstanden Reliefgenerationen
Quantitative Geomorphologie: Messen aktueller Formenbildungsprozesse, Abtragungsraten (Ahnert)
Experimentelle Geomorphologie: Simulation von Prozessen im Labor und Gelände
1.5 Grundlagen der Geomorphologie
Durch Berge und Senken ist die Erde kein Ellipsoid, sondern ein Geoid!!!
Diese Abweichung von der Idealgestalt, also das Relief, ist der Untersuchungsgegenstand der
Geomorphologie. Es befinden sich nur etwa 30% der Oberfläche über dem Meer. Extreme Höhen oder
sehr tiefe Tiefseegräben machen wenige Prozente aus (5-Gliederung siehe Grafik).
2. Fluvialmorphologie
2.1 Hydrogeographische Grundlagen (globaler Wasserhaushalt)
Wie ein Fluss morphodynamisch wirken kann, hängt stark von seinem Abfluss ab (Volumenstrom, phys.
Einheit l/s).
Globaler Wasserkreislauf: Der Wasserkreislauf beschreibt den Weg des Wassers, den es vom Meer, über
die Verdunstung, und den atmosphärischen Wasserdampftransport, zum Niederschlag bis zum Abfluss
nimmt.
Allgemeine Wasserhaushaltsgleichung: Q=N-ET(-R)
Q = Abfluss; N = Niederschlag; ET = Evapotranspiration (Evaporation + Transpiration Wasser
verdunstet); R = Retention (Gebietsrückhalt)
Werden die Werte für N, ET und Q über längere Zeiträume (>> 1 Jahr) ermittelt, ist der Gebietsrückhalt
R vernachlässigbar.
2.2 Grundlagen der Abflussbildung
Der Wasserhaushalt lässt noch keinen Rückschluss auf die Fluvialmorphologie (Formung durch die
Arbeit des fließenden Wasser) zu. Dazu nötig sind:
- Der Weg des Wassers (Abflussbildungsprozess)
- Zeitliche Verteilung des Abflusses (Häufigkeit, Regime)
- Intensität des Abflusses (Abflusshöhe)
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Die Grundwasseroberfläche entspricht der nicht vollständig mit Wasser gesättigten oberen Bodenzone
und der gesättigten Zone.
Abflussbildung:
- Dunne’scher Sättigungsflächenabfluss (Saturation overland flow / SOF): entsteht, wenn der Boden
wassergesättigt ist und keinen Niederschlag mehr aufnehmen kann
- Horton’scher Oberflächenabfluss (HOF): entsteht, wo die Niederschlagsintensität die
Infiltrationskapazität überschreitet
- Schneller Zwischenabfluss (Interflow / Subsurface storm flow / SSF): entsteht, wo im Hang gute
Wasserwegsamkeiten existieren, z.B. oberhalb einer lokalen Stauschicht
2.3 Abflussganglinien und Abflussregime
Gebietsantwort: Reaktion eines Gebiets auf Niederschlagsereignis.
Der Abflussscheitel liegt immer hinter dem Niederschlagsmaximum. Der Basisabfluss reagiert stark
verzögert auf das Niederschlagsereignis!!!
Hochwasserhäufigkeitsverteilung:
Erfassung von Größe und Häufigkeit derjenigen Abflussereignisse, die für die geomorphologische
Erosions- und Transportarbeit wichtig sind. Betrachtet werden nur die jährlichen Abflussmaxima,
angegeben werden sie als statistische Wiederkehrzeit (100jährliches Ereignis = HQ100).
Merke: Fluvialmorphologisch wirklich bedeutend (formend, erodierend, transportierend) sind nur die
größten Ereignisse eines Jahres.
Bei Hochwasser ist das Wasser trüb es werden Stoffe (Steine, Sand, Nährstoffe etc.) mitgerissen.
- Seeretention: Wasserrückhalt Verzögerung + Wellenabflachung
- Rolle der Vegetation: nach Kahlschlag eines Waldes steigt der Abfluss an und es wird viel Material mit
ausgewaschen
- Vorfeuchte des Bodens ist wichtig zum Abfluss beitragende Fläche ist variabel
Als Abflussregime wird der für jahreszeitliche Schwankungen Abflussgang bezeichnet.
Monatsmittel, Extremereignisse nicht erkennbar.
- Abflusskoeffizient: Verhältnis von Monatsmittel zu Jahresmittel
2.4 Grundwasser und Quellen
Grundwasser dominiert Niedrigwasserabfluss, liefert gelöste Stoffe im Abfluss (Lösungsfracht)
Quellen sind verschiedengestaltige Grundwasseraustritte
-
Effluenter Fluss: aus dem Grundwasser
Influenter Fluss: ins Grundwasser
Darcy-Gleichung: Q = kf · F · h/l
Q = Grundwasserabfluss (m³/s); kf = Durchlässigkeitsbeiwert (m/s); F = durchströmte Fläche (m²); h/l=
hydraulischer Gradient (m/m)
Eine durch eine Fläche F hindurchfließende Wassermenge Q verhält sich proportional zum
Druckhöhenunterschied h und dem filterspezifischen Koeffizienten kf – einer Materialkonstanten – und
verhält sich umgekehrt proportional zur Fließlänge l.
Der Durchlässigkeitsbeiwert kf ist eine Geschwindigkeitsgröße und ein Maß für den Fließwiederstand.
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Quelltypen:
- Verengungsquellen: Querschnitt des GW-Leiters, dass Wasser ausfließen muss
- Schichtquellen / Überlaufquellen: Wassergefüllter Querschnitt endet natürlich, z.B. im
Schuttfächer, in einer Muldenflanke oder in Folge von Erosion
- Stauquellen: Grundwasserleiter endet an gefällewärts einsetzenden wasserundurchlässigen
Schichten bzw. Störungen
- Steigquellen: Grundwasserleiter endet an gefällewärts einsetzenden wasserwegsamen Störung Wasser muss aufsteigen
Zusammenfassung:
Fluvialmorphologische Bedeutung des Grundwassers: Flüsse werden bei lang anhaltender Trockenheit
ausschließlich vom Grundwasser gespeist (aus Quellen und Sickerwasseraustritten). Quellen führen dem
Fluss gelöste Stoffe zu und tragen somit zur lokalen Verwitterung (Lösungsverwitterung) und Abtragung
bei. (Lösungsfracht kann über 50% der transportierten Masse betragen Kalk)
3. Erosion und Transport in Flüssen
3.1 Hydraulische Grundlagen
Froude-Zahl:
mittlere Fließgeschwindigkeit / Ausbreitungsgeschwindigkeit einer Ringwelle
Es können über die Froude-Zahl folgende Strömungszustände unterschieden werden:
- Strömen: Froude-Zahl < 1,0: Fließgeschwindigkeit v < Ausbreitungsgeschwindigkeit einer Ringwelle u
= (g * T)0,5 v < u
- Schießen: Froude-Zahl > 1,0: v > u
- Fallen
Fließwechsel – hydraulischer Sprung: Störungen im Unterwasser im Oberwasser nicht spürbar macht
Pegelmessungen erst möglich
Stehende Wellen an der Wasseroberfläche zeigen Übergangsbereiche von strömendem zu schießendem
Fließen an (critical flow F=1) Ursachen: Änderung Gefälle / Wassertiefe
Geringere Tiefe: Froude-Zahl größer
Größeres Gefälle: Froude-Zahl größer, Beschleunigung
Reynoldszahl:
Maß für laminares oder turbulentes Fließen
- Laminar: Re ≤ 500; Die Wasserteilchen bewegen sich in parallelen Bahnen, eine Durchmischung findet
nicht statt
- Turbulent: Re > 500; Durch die Bildung von Wirbeln in der Strömung kommt es zu starker
Durchmischung
3.2 Fluviale Erosion und Transport
-
Suspension: Schwebstoff; Feststoffe, die in der Schwebe gehalten werden
Geröll- oder Bodenfracht: Feststoffe, die an der Gewässersohle transportiert werden
Lösungsfracht: aus der Lösung von Feststoffen hervorgehende Ionen, Moleküle oder Kolloide
Die Kompetenz eines Gewässers bezieht sich auf die größte Korngröße, die von einer Strömung
aufgenommen werden kann.
Die Kapazität beschreibt die Menge, die pro Zeiteinheit transportiert oder aufgenommen werden kann.
Entwicklung von Rippeln: Bei Strömungsgeschwindigkeiten, die die Entwicklung von Rippeln
ermöglichen, rollen und springen die Körner (Sand) den Grund entlang. Sie gelangen auf die
ansteigenden Flanken der Rippel und erreichen den Scheitelpunkt. Dort können die Körner
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unterschiedlichen Bahnlinien folgen: kleinere Körner reißt die Strömung mit, größere rollen in die
Vertiefung zwischen den Rippeln. Im Rippeltal werden die kleineren Körner durch Wirbel zum Teil auch
ein Stück den Leehang hinaufgeschoben.
3.3 Flussbettgestaltung
Kontinuitätsgleichung: Q = B · T · v (m³/sec) = const.
Der Abfluss Q errechnet sich aus durchströmter Fläche A (= B x T) multipliziert sich mit der mittleren
Geschwindigkeit v des Wassers.
Auslastungsstrecken:
Abschnitte im Verlauf eines Gewässers in denen die Erosionsrate geringer ist als der Anteil des
verfügbaren Materials.
potentielle Erosionsrate = aktuelle Erosionsrate
Resistenzstrecken:
Abschnitte im Verlauf eines Gewässers in denen die potentielle Erosionsrate höher ist als der Anteil des
verfügbaren Materials.
potentielle Erosionsrate = aktuelle Erosionsrate
Tiefenerosion:
Erosive Tieferlegung der Flussbettsohle; Im Lockermaterial geschieht die Tiefenerosion durch Abtrag
von Sanden und Schottern, auf felsigem Untergrund durch die abschleifende Wirkung von über der
Gerinnesohle rollender und schiebender Gerölle.
Dadurch können tiefe Löcher, sog. Kolke (Strudellöcher, Felskolke) durch die mechanische
Beanspruchung der Felssohle des Gerinnes gebildet werden.
Seitenerosion:
Erosive Rückverlegung des Flussufers; Die Seitenerosion durch den Fluss selbst beschränkt sich auf den
Unterwasserbereich des Ufers. Der über dem Wasserspiegel liegende Teil wird dabei unterschnitten,
versteilt und zunehmend instabil.
Seiten- und Tiefenerosion Ausbildung eines Kerbtales
„Ziel“ eines jeden Flusses: Gleichgewichtszustand erreichen
Potentielle Energie (Höhendifferenz) wird zu kinetischer Energie (Bewegungsenergie) des Wassers
(Erosion und Transport).
Grobgliederung in Zonen:
- Obere Zone = Produktionszone (Hauptbildungsort für Abfluss und Feststoffe)
- Mittlere Zone = Transportzone (Abtransport von Wasser und Feststoffen)
- Untere Zone = Depositionszone (Sedimentation)
Fluviales Prozessresponsesystem (Ahnert):
Form („Morphologie“) Prozess (neue) Form
z.B. Tiefenerosion durch einen Fluss: hohes Gefälle (Form!) hat hohe Erosionsrate zur Folge hohe
Erosion (Prozess!) reduziert allmählich das Gefälle damit sinkt die Erosionsrate (neg. Rückkopplung)
Prinzip der minimalen Varianz (Stabilität)
Fluss ist bestrebt den Verlust an potentieller Energie möglichst gleichmäßig auf den Lauf zu verteilen
Prinzip der Minimierung der Arbeit (Effizienz)
Summe des Verlustes an potentieller Energie im gesamten Flusssystem so niedrig wie möglich halten
↔ Widerspruch Fluss schließt Kompromiss; Längsprofilentwicklung
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Erosionsbasis:
Das niedrigste Niveau bis zu dem auf dem Festland abgetragen werden kann.
- absolute Erosionsbasis: Meeresspiegel
- regionale Erosionsbasis: Mündungsort eines Nebenflusses in einen Hauptfluss (z.B. Mosel in Rhein regionale Erosionsbasis bei Koblenz)
- lokale Erosionsbasis: Mündungort eines Baches oder kleineren Gerinnes in ein größeres Gerinne oder in
einen Fluss (Ruwer Mosel)
stationärer Zustand eines Prozessresponsesystems oder „Gleichgewichtszustand“
= Zustand, in den sich ein negativ rückgekoppeltes System entwickelt bei konstantem Energieinput.
Gleichheit der Prozessraten: Zufuhr von Material = Abfuhr
Massenbilanz unverändert
Quantitative Eigenschaften der Form- und Materialkomponenten des Systems stabil
beim Fluss: keine Erosion oder Akkumulation, Flussbett stabil, Transportgleichgewicht
gilt nur für relativ kurze Zeitabschnitte / Flussabschnitte (v.a. Transportzone)
Flussquerprofile / Talquerschnitte
- Klamm: Tiefenerosion >> Seitenerosion (sehr hohes Gefälle, z.B. Oberlauf im Gebirge,
Hangtaleinmündung, glaziale Stufen); Anstehendes muss fest sein!
- Schlucht Kerbtal: (Netto-) Tiefenerosion, Seitenerosion (Unterschneidung, Nachbrechen),
geringe Hangdenudation – meist durch Verwitterung beschränkt (Oberlauf); quasi Gleichgewichtszustand = gleichmäßige Tieferlegung / Erhalt der Form
- Canyon: Kerbtal; Tiefen- und Seitenerosion; geringe Hangdenudation, keine Sedimentation;
Anstehendes: verschieden widerständiges Festgestein
- Kerbsohlental: Seitenerosion, Akkumulation in der Talsohle (Zufuhr > Abfuhr); Gefällerückgang
Sedimentation; Mittelauf, typische Talform in Mitteleuropa
- Sohlental: Seitenerosion und starke Sedimentation im Bereich der Aue in Folge reduzierten
Gefälles = Abnahme der Transportkraft; Ungleichgewicht: Zufuhr > Abfuhr von Material (Mittelbis Unterlauf)
- Kastental: stärkere Seitenerosion, Hangunterschneidung
- Muldental: Paläorelief Permische / tertiäre Rumpffläche, meist nur in den Quellgebieten der
Flüsse als sog. Quellmulde erhalten; unterhalb Eintiefung durch rückschreitende Erosion; typisch
für tropische Flachmuldentäler!
Flussgrundrisse
Grundrisstypen alluvialer Flüsse (durch Flüsse abgelagertes Lockermaterialbett)
- gestreckt: geringes oder starkes Gefälle
- mäandrierend: mäßiges Gefälle
- verwildert / breitenverzweigt: starkes Gefälle; häufig stark schwankender Abfluss, grobe Sedimentfracht
Flussabschnitte die über eine bestimmte Strecke (ca. 10fache Gerinnebreite) geradeaus fließen, werden
als gestreckt bezeichnet. Sich können sich entlang tektonischer Schwächezonen, bei schwach
entwickeltem Gerölltransport oder bei starkem Gefälle entwickeln.
Mäandrierende Flüsse nach dem stark gewundenen kleinasiatischen Fluss Maiandros benannt
(Bezeichnung für regelmäßige, frei ausschwingende Flusskrümmungen).
Eigenschaften: - mehrere bogenförmig geschwungene Krümmungen des Flusslaufes
- Ausbildung eines Prall- und Gleithangs bzw. eines Prall- und Gleitufers
- meist unverzweigt
- nur einen Stromstrich (Bereich größter Fließgeschwindigkeit)
Intensität des Mäandrierens: Sinuosität
Die Unterscheidung zwischen geraden und mäandrierenden Flüssen wird anhand der Sinuosität (P)
vorgenommen.
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Die Sinuosität: Verhältnis der Länge einer Flussstrecke (L) zur gradlinigen Distanz (D) zwischen 2
Punkten entlang eines Flussabschnitts. P = L / D
P = 1,0 gerader Fluss / P > 1,5 mäandrierender Fluss
Mäander bilden sich bevorzugt in kohäsivem Material: daher je höher der Schluff-Ton-Anteil ist, desto
ausgeprägter ist die Sinuosität.
Die Mäanderwellenlänge steigt proportional mit dem Abfluss. Die Zahl der Mäanderbögen nimmt mit
dem Schluff- und Tongehalt zu.
Talmäander:
- Gleitmäander: Mäanderschlingen „beweglich“, Bildung von Mäanderabschnürungen / Umlaufbergen
- Zwangsmäander: ererbte Mäander; Eintiefung unter Beibehaltung des alten Laufes, Mäanderschlingen
+/- fixiert
verwilderte Flüsse:
hohe Sedimentfracht, grobes Sediment, hohes Gefälle der Gewässersohle, hoher Anteil der Bettfracht an
Gesamtfracht; Fluss ertrinkt förmlich im Sediment.
3.4 Akkumulationsformen
Deltas: Deltaform ergibt sich als Gleichgewicht zwischen Sedimenteintrag durch den Fluss und Erosion
durch Wellen und Meeresströmungen (auch Gezeiten induziert).
Schwemmfächer: bei abrupter Gefällereduktion, meist radial geschüttet, schichtförmiger Aufbau; auch:
Schwemmkegel, Schotterfächer, Schotterkegel
Flussterrasse: Gründe für Aufschotterung / Erosion sind z.B. Klimaänderungen (Kalt-/Warmzeiten),
Änderungen der Erosionsbasis, Flussanzapfungen (Änderung des Einzugsgebietes)
Schottermaterial auf Terrassen: Hinweis auf früher transportiertes Material
In unseren Breiten: Kaltzeit sehr hoher Transport von Sedimenten, Erosion / Warmzeit Stabilität
3.5 Wasserfälle
Niagarafalltyp: Strukturform (Gesteinsart und Gesteinslagerung) nicht durch Fluss entstanden
Hängetaltyp: Skulpturform (unabhängig von Gesteinsart und Gesteinslagerung) entstanden durch
glaziale und fluviale Formungsprozesse
3.6 Klassifikation von Gewässer- und Talnetzen
- dendritisch: typisches Flussnetz
- gitterförmig
- rechtwinklig: tektonische Schwächezonen (Brüche etc.)
- parallel: Faltengebirge parallel zu Falten
- radial: Vulkankegel, Dom
- zentripetal: Becken (Salzseen, Rotes Meer), auch: endorheisch
- ungeordnet: Gebiete mit wenig Gefälle (Havelland)
- anthropogen: menschliche Strukturen (Kanalnetz)
Ordnungsprinzip nach Strahler:
Quellflüsse: 1. Ordnung
Fließen nun 2 Flüsse 1. Ordnung zusammen bilden sie einen Fluss 2. Ordnung etc.; von der Mündung
ausgesehen spricht man von einem Bifurkations- oder Verzweigungsverhältnis Rb
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3.7 Formen von Durchbruchstälern
Durchbruchstal durch rückschreitende Erosion: aufgestauter See, Kante mit Wasserfall rückschreitende Erosion, tiefe Kerbe Tieferlegung des gesamten Reliefs
Antezedenter Fluss: Einschneiden in tektonisch aufsteigenden Höhenzug
Epigenetisches Durchbruchstal: Abtragung von horizontalen Schichten – mit dentritischem Flussnetz –
durch Erosion Tieferlegung des Flussnetzes und Einschneidung in tieferliegende
verwitterungsbeständige gefaltete Schichten
4. Gravitative Massenbewegungen
Gravitative Massenbewegungen:
- Abtragung, Transport und Ablagerungsvorgänge von Gesteinsmaterial, die überwiegend unter dem
Einfluss der Schwerkraft erfolgen
- Wasser und Eis nur zur Überwindung der äußeren und inneren Reibung
- Im Unterschied zu fluvialen, äolischen, glazialen Prozessen bewirkt nicht ein Transportmedium direkt
Verlagerung, sondern Schwerkraft wirkt unmittelbar
4.1 Denudation und Erosion
Denudation: flächenhafte Abtragung
Erosion: linienhafte Abtragung
Verwitterung Denudation Erosion
Im Englischen:
Denudation: großräumige Abtragung über Jahrtausende (denudation rates); Makroskale
Erosion: auf Hangflächen für linien- und flächenhafte Prozesse; Meso- und Mikroskale
Heute: vermehrt Angleichung an englische Terminologie
Denudation:
- schwerkraftbedingte Massenbewegungen von Fels und Schutt
- Massenbewegungen des Regoliths unter Mitwirkung von Wasser, Eis, Schnee
- Regolithbewegung mit Frostwirkung
- Abtragung und Transport durch Gletscher
- Abfuhr von gelösten Stoffen
- Abtragung und Transport durch Wind
- Abtragung und Materialtransport durch auftreffenden Regen und durch unkonzentrierten Abfluss
von Niederschlagswasser
rein schwerkraftbedingte Massenbewegungen:
Sturzdenudation, Blockabstürze, Felsstürze, Bergstürze, Rutschungen, Bergrutsche, Blockrutschungen,
Schuttrutschungen in Grobmaterial
Massenbewegungen unter Mitwirkung der Medien Wasser, Eis oder Schnee:
Muren, Abtragung durch Lawinen, Erdfließen, Kriechdenudation
4.2 Klassifikation und Geschwindigkeit von Massenbewegungen
- Fallen, Stürzen: FG: Steinschlag, Felssturz, Bergsturz; LG: selten, wenn Lockergesteinabbruch
- Gleiten (rotationsförmig / translationsförmig): FG: Felsgleitung ohne / mit vorgezeichneter Gleitfläche;
Fels: Rotationsrutschung; LG: Rotations- / Translationsrutschung in Lockergesteinen
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- Fließen (schnell: m/a / sehr schnell: 5-20 m/s): Fels, LG: Schuttstromfließen / Mure
- Kriechen (sehr langsame Bewegung cm/a): FG: Talzuschub; Fels: Felskriechen; LG: Lockergesteinskriechen
4.3 Physikalische Grundlagen denudativer Massenbewegungen
stabil: haltende Kräfte > treibende Kräfte
instabil: haltende Kräfte < treibende Kräfte
Hangneigung und Schwerkraft:
K=m·g
Schubspannung:
τ = g · sin α
Ks = m · τ = m · g · sin α
Normalkraft:
σ = g · cos α
Kn = m · σ = m · g · cos α
g: Gravitationskraft = 9,81 m/s²; m: Masse; τ: Schubspannung; σ: Druckspannung, Normalspannung;
α: Hangneigungswinkel
Plastisches Fließen und das Coulomb’sche Gesetz:
- Schwellenwert: Grenzschubspannung, Grenzscherspannung s
- innere Reibung: Funktion der Korngrößenverteilung, Kornform und Lagerungsart/-dichte der Körner
- natürlicher Böschungswinkel: Scherspannung = innerer Reibungswiderstand φ
Coulomb’sches Gesetz von 1776
Grenzscherspannung: s = g · sin φ
Druckspannung: σ = g · cos φ
Da s/σ = sin φ/cos φ = tan φ anstatt: s = g · sin φ auch: s = σ · tan φ
s = σ · tan φ + c
Grenzscherspannung ist bei konstantem Reibungswinkel φ und bei konstanter Kohäsion c eine lineare
Funktion der Druckspannung σ, sie ihrerseits eine Funktion des cos α.
Je steiler der Hang, desto geringer ist die Druckspannung σ; desto geringer ist die für die Bewegung
erforderliche Grenzscherspannung s.
Scherspannung wird größer, wenn das Material eckiger wird, dichter gelagert ist oder unterschiedliche
Korngrößen vorhanden sind.
Einflussfaktoren auf Kohäsion und Grenzscherspannung:
im Festgestein:
- hangparallele Druckentlastungsklüfte
- Frostsprengung
- tektonische Klüfte
- Trockenrisse
- chemische Verwitterung des Bindemittels
im Lockermaterial:
- Wirkung des Wassers / Eises
- Porenwasser: - negativer Porenwasserdruck erhöht die Kohäsion
- positiver Porenwasserdruck vermindert Grenzscherspannung
s = (σ – u) · tan φ + c
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c kann erhöht werden, wenn Bindemittel von außen in Festgestein eintreten (Kalziumkarbonat…); c kann
sinken, wenn Bindemittel austreten
Viskoses und plastisches Fließen:
- viskoses Fließen ist Bewegungsart von Flüssigkeiten, es existiert keine innere Reibung
- beim plastischen Fließen muss eine Grenzschubspannung überschritten werden
- viskoses Fließen tritt als langsame Massenbewegung in tonigen Verwitterungsdecken und in tonhaltigen
Sedimenten auf
- Kontinuierliche Fließbewegung
auslösende Faktoren:
- positiver Porenwasserdruck durch starke Niederschläge
- Erdbeben
- Hangversteilung
- Hanganschnitte
- Aufschüttungen
4.4 Sturzdenudation
Transport erfolgt (teilweise) durch Luft
Zerbricht in Fragmente Steinschlag, Felssturz, Bergsturz
Blockabsturz und Steinschlag:
- Blöcke, Steine, Grus stürzen an den Wandfuß
- Sturzhalde mit 25 – 35°
- charakteristische Sortierung: oben fein, grobe Blöcke am Fuß der Sturzhalde
Felssturz:
- Felswände oder Teile davon stürzen ab
- Abrissnische mit glatter Rückwand und bogenförmig gewölbten überhängenden Abrissgewölbe
Faktoren: Erweiterung von wandparallelen Klüften; Ausräumen von Lockermaterial; Abschmelzen eines
Talgletschers
Auslösendes Moment: leichtes Erdbeben; Blitzschlag; Starkregen
Bergsturz:
- Bewegung muss in Sekunden erfolgen
- Abrissfläche muss durch anstehendes Gestein gehen
- Zuvor Anstehendes muss größten Teil der Bergsturzmasse bilden
- Die bewegte Gesteinsmasse und betroffene Hangfläche müssen „groß genug“ sein, um der Bezeichnung
gerecht zu werden: Volumen > 106 m³
4.5 Denudation durch Rutschen und Gleiten
Bergrutsch:
- geringere Geschwindigkeit als Bergsturz
- Rutschmasse bleibt teilweise in ihrem Zusammenhang erhalten
Ursachen:
- Einschneiden eines Gewässers
- Hangversteilung durch Seitenerosion, Untergrabung des Hangfußes durch Quell- und Sickerwasser,
Brandungserosion
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- Verminderung der Kohäsion (wenn Gesteinsschichten mit geringerem Einfallswinkel als die
Hangneigung hangabwärts einfallen), zwischengeschaltete Schichten mit geringerer Scherfestigkeit
- Erhöhung Lagerungsdichte des Gesteins und Zunahme des Porenwassers
Rotationsblockschollenrutschung = slump
Schuttrutschungen und Lawinen:
Schutttransport auf Sturzhalden und entstehende Haldenform wird maßgeblich durch Lawinen verändert:
- Schutttransport im Lawinenschnee
- Haldenform nach unten abgeflacht konkave Form (nicht gestreckt)
- Nassschneelawinen als Sulzscheeströme
4.6 Denudation durch Fließprozesse
Erdfließen (Durchtränkungs- und Übersättigungsfließen):
- vollständig wassergesättigtes feinerdereiches Material
- Kohäsion so weit herabgesetzt, dass die Fließgrenze überschritten wird
- das Material gerät als flüssige Suspension in Bewegung
Auslöser:
- zeitweiliges Auftreten von positivem Porenwasserdruck (Spätwinter, Frühjahr)
Charakteristik:
- Bewegung beginnt im mittleren Hangbereich
- rückschreitende Denudation hangaufwärts
- konkav gekrümmte Abrisskante mit Schollen
- Abgrenzung zum Bergrutsch: nur Boden und Regolith betroffen; m- bis dm-Bereich
- Erdfließen zungenförmig hangabwärts
- Bodenwasser wird ausgepresst
- Sand und Schluff ausgespült
- übereinander geschobene Loben
- Ablagerung des Feinmaterials in Fächern
Muren:
- viskoses Fließen,
- wasserdurchdrängter Schutt fließt breiartig hangabwärts
- zeitweilig positiver Porenwasserdruck
- Murschübe
- Murdämme mit Murrinne
- Murkegel: 8 – 12° flacher als Sturzkegel, steiler als Schwemmkegel
Vorraussetzungen:
- Schutt mit großem Feinmaterialanteil
- stoßweise Zufuhr von Starkregen oder Schneeschmelzwasser positiver Porenwasserdruck
- großes Gefälle
- episodisch nach Materialakkumulation
- Altschutt von Gletschern
Zusammensetzung und Sortierung:
- Sturz- oder Schuttkegel: unsortiertes, grobes, kantiges Material
- Murkegel: unsortierte Mischung von Grob- und Feinmaterial mit gewissen Schichtung der Murzungen
- Schwemmkegel: gut sortierte, geschichtete Schotter und Sande
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4.7 Versatzdenudation
Expansion und Kontraktion des Materials am Hang:
1. Wasseraufnahme quellfähiger Tone (Illite, Smectite)
2. Gefrieren des Bodenwassers
Anhebung der Bodenoberfläche
Laterale Bewegungsbeträge wachsen mit
- Hangneigung: je steiler, desto größer ist der Winkel zwischen Hebungsrichtung und Gravitationskraft
- zunehmender Volumenvergrößerung: je höher die Expansion, desto größer die Entfernung von der
ursprünglichen zur versetzten Lage
- Häufigkeit der Expansions- / Kontraktionszyklen: je häufiger ein Partikel angehoben wird, desto größer
sind die jährlichen Versatzbeträge
Bodenkriechen durch Frostwechsel:
Bodenwasser dehnt sich beim Gefrieren aus: Ausdehnung des Bodenvolumens L = h · tan α
Überschlagsrechnung:
- wassergesättigter Boden mit ca. 30 % Porenvolumen gefriert bis zur Tiefe von 20 cm
- Wasservolumen entspricht Fläche 20 cm · 0,3 = 6 cm
- Ausdehnung um 10 %
- Hebung der Oberfläche h = 6 mm
- Hang mit α = 20°
- netto Hangabwärtsbewegung: L = 6 mm · tan 20° = 6 mm · 0,36 = 2,1 mm
Kammeissolifluktion:
- oberflächennah, unbewachsene Flächen
- Eiskristalle bilden sich durch Sublimation des Wasserdampfes (Eishaut)
- sie wachsen im rechten Winkel nadelförmig nach oben
- Eiskristalle ziehen Wasser an, dieses hebt die Kristalle
- auf dem Boden liegende Aggregate und Steinchen werden senkrecht zur Oberfläche angehoben
- beim Auftauen vertikales Absinken Versatzbetrag
- Nadeln kippen hangabwärts
- Nadeln rutschen übereinander ab
5. Glazialmorphologie
5.1 Einleitung
Glazial: Erosionsformen und Akkumulationsformen vom Gletscher geschaffen
Glazifluvial: Durch Schmelzwasser geschaffene Formen und Substrate
5.2 Entstehung und Eigenschaften von Gletschereis
Neuschnee (90% Luft) Firnschnee (50% Luft) Firneis (20-30% Luft) Gletschereis (<20% Luft in
Blasen eingeschlossen)
Die Verdichtung (Sinterung) findet auf Grund von Sublimation statt größere Eiskörner wachsen an.
Es muss mindestens 1 Sommer zwischen Neuschnee und Firneis liegen!
Abbauende Schneemetamorphose: Umwandlung von Schnee in Gletschereis
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5.3 Massenhaushalt von Gletschern
Massenbilanz:
- Nährgebiet: Gletschereis aus Schneefall > abgeschmolzenes Eis Schneefallüberschuss
- Gleichgewichtslinie (GWL), Firnlinie: Schneegrenze; Gletschereis aus Schneefall = abgeschmolzenes
Eis an der GWL ist der Massenhaushalt ausgeglichen
- Zehrgebiet: Gletschereis aus Schneefall < abgeschmolzenes Eis höhere Temperaturen führen zu
Ablationsüberschuss (Eis und Schnee schmelzen)
Die Firnlinie verlagert sich hangaufwärts bei steigenden Temperaturen.
Die Höhenlinien des Eises sind oberhalb der GWL konkav, unterhalb der GWL konvex.
Das Verhältnis Nährgebiet : Zehrgebiet beträgt 2 : 1.
Schneegrenzen:
Nur an wenigen Gletschern Massenhaushaltsuntersuchungen, deshalb entspricht die klimatische
Schneegrenze der über die Jahre gemittelten Gleichgewichtslinie.
- temporäre Schneegrenze: aktuelle Schneegrenze
- orographische Schneegrenze: höchste Lage der temporären Schneegrenze im Spätsommer
- Firnlinie: orographische Schneegrenze auf dem Gletscher
- klimatische Schneegrenze: mittlere Höhe der orographischen Schneegrenze eines Gebirges
unterschiedliche Schneegrenzen in den Alpen: Allgäu: 2000-2500m / Wallis: 3000-3500m Luv-LeeUnterschied ist der Auslöser.
Globale Schneegrenze ist bei 30° am höchsten Trockenzone, kaum Wolken, die Niederschlag bringen
sehr hohe Sonneneinstrahlung und somit Höherlegung der Schneegrenze!
5.4 Gletscherdynamik
Gletscherbewegung:
Art der Bewegung abhängig, ob Temperatur des Gletschereises nahe dem Schmelzpunkt liegt oder
wesentlich darunter:
Schmelztemperatur des Eises ist Funktion des Druckes und damit der auflastenden Eismasse.
Schmelzpunkterniedrigung um 0,007° pro Atmosphäre.
Bei Dichte 0,9 nimmt Druck pro 100m Tiefe um 9kp/cm² zu.
Schmelzpunkt erniedrigt sich um etwa 0,06° pro 100m Eistiefe!
Wenn Eistemperatur nahe dem auf die Tiefe bezogenen Schmelzpunkt liegt
lokales Schmelzen und Wiedergefrieren; bei Gefälle wird Druck durch hangabwärts gerichtete
Scherspannung variiert Gletscher kann hangabwärts fließen
Geothermische Wärme: an Oberfläche: -24°; in 3000m Tiefe: -9°; Druckschmelzpunkt: -1,8°
Je höher ein Schneekorn fällt, desto tiefer kommt es als Eis am Gletscherfuß heraus!
Bewegungsarten:
- thermische Gletschertypen (temperierte, warme Gletscher): ganzjährig Temperaturen nahe dem
Druckschmelzpunkt Quasi-laminares Strömen
- kalte Gletscher (subpolar und Polargebiete): tiefe Temperaturen Blockschollenbewegung
Kalte Gletscher:
- Temperatur liegt weit unterhalb des Druckschmelzpunktes
- gleiten als einzelne Schollen über den Untergrund Blockschollenbewegung
- starke Ernährung des Gletschers erzwingt raschen Abfluss
- gesamter Eiskörper bewegt sich mit gleicher Geschwindigkeit
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Fließgeschwindigkeiten von Gletschern:
- Alpiner temperierter Typ (quasi-laminares Strömen): 30-150 m/a
- Himalaya-Blockschollenbewegung (durch Lawinen gespeist, Monsun bringt sehr viel Neuschnee):
500-1500 m/a (2-4 m/d)
- Auslassgletscher des grönländischen Inlandeises (Blockschollenbewegung): 3000-10000 m/a
(10-30 m/d)
„Plastisches Fließen“:
Gesetz von Glen: Deformationsgeschwindigkeit steigt mit Schubspannung:
e = A · τn
wobei: e = Deformationsgeschwindigkeit (m/s); A = temperaturabhängige Konstante (m²s/kg); τ =
Schubspannung (N/m²); n = empirischer Exponent
Scherspannungen im Eis führen zu
- Längsspalten: Geschwindigkeitsunterschiede zwischen Mitte und Rand
- Querspalten: Gefällestufen
Gletschervorstoß und Gletscherrückzug:
Je mehr Schnee im Nährgebiet fällt, desto schneller fließt der Gletscher talwärts. Sind zusätzlich die
Sommertemperaturen niedriger, wird der Gletscher länger und das Eis wird dicker.
Fällt hingegen weniger Schnee und sind die Sommertemperaturen höher, dann wird der Gletscher kürzer
und dünner.
Gletscherrückzug: Eisrand zieht sich zurück! es geht Eismasse verloren
Ablationszeitraum: Mai-Juli
Nahezu alle Gletscher der Erde sind auf dem Rückzug. Nur die Gletscher in Skandinavien und Nordwest
Amerika stoßen vor. Der globale Temperaturanstieg bringt mehr feucht Luft nach Norden und somit fällt
in diesen Gebieten mehr Schnee.
5.5 Gletschertypen
Inlandeis:
Antarktis: 12,5 Mio. km²; Grönland: 1,7 Mio. km² zusammen 96% aller Eismassen der Erde
Geringer Massenzuwachs: 30-50 mm
Antarktis:
Geschwindigkeit am Auslassgletscher ins Meer: 24 m/d
Kein Ansteigen des Meeresspiegels, wenn Schelfeis abschmilzt Schelfeis liegt auf dem Meer und
verdrängt Wasser; wäre beim Schmelzen also wasseräquivalent!! Allerdings wäre keine Bremse für das
Festeis mehr vorhanden schnelleres Abrutschen des Festeises.
Kollaps der Westantarktis: Wasser von getautem Schelfeis oder Meerwasser könnte unter Festlandeis in
tiefe Täler eindringen und dieses zum Abtauen bringen (Anstieg des Meeresspiegels um 5 m).
Realistisch ist aber ein Anstieg um ca. 50 cm.
Plateaugletscher:
- Eiskappen, Eisschilder
- ca. 50-100 km groß
- in Grönland, Island und Norwegen
Während der letzten Kaltzeit lagen Eiskappen auf den Rumpfflächen der dt. Mittelgebirge (Harz,
Schwarzwald, Böhmerwald)
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Kar- und Talgletscher:
Talgletscher:
- großes Einzugsgebiet sehr große Eiszungen
- ist zu viel Eismasse in einem Tal, kann es zum Überfließen des Talgletschers in ein benachbartes
Tal kommen Gletscher fließt über Transfluenzpass somit Eintiefung des Passes durch die
Eismassen Eisstromnetz!
- Fjord: ehemaliger Talgletscher, dessen Tal nach dem Abschmelzen komplett mit Wasser gefüllt
wurde
Kargletscher:
- Entsteht meist an Nordost-Hängen (geringere Sonneneinstrahlung, geringeres Schmelzen)
- Mulde am ursprünglichen Hang ist Vorraussetzung (z.B. Quellmulde) größte Akkumulation in
Mulde meiste Eisbildung; durch Steine etc. Eintiefung
- Je geringer die Hangneigung, desto mehr Schnee wird zum Abwärtsgleiten benötigt; 5°
Gegenfließen zur Karschwelle sind möglich!
- Bergschrund: Berg erwärmt sich und Schmelzwasser sowie Frostschutt dringen am oberen
Bereich des Kars ein Abreißen des Eises
- Karling / Horn: mehrere Kare liegen an einem Berg (z.B. Matterhorn)
Vorlandgletscher:
- mehrere Talgletscher fließen zusammen und bilden einen „Eiskuchen“
- Gebiet ist flach normalerweise keine Vergletscherung; schieben sich von Gebirgen ins Vorland
- z.B. in Alaska oder im Alpenvorland während der letzten Kaltzeit
5.6 Glazialerosion
- Verhältnis von Schubspannung zu Scherfestigkeit des Untergrundes
- Schuttführung an der Gletscherbasis
- Subglaziale Schmelzwässer
τ = (ρ · g · h – b) · tan φ
wobei: ρ = Dichte des Eises (kg/m³); g = Schwerebeschleunigung (m/s²); h = Eismächtigkeit; b =
Wasserdruck an der Gletscherbasis im Untergrund (N/m²); φ = Winkel der inneren Reibung (im
Untergrundmaterial)
τ ist von h und φ abhängig
Detersion, Detraktion (Rundhöcker), Exaration:
„Mit Butter kann man nicht hobeln!“
- Detersion: Erosion durch mittransportierte Steine und Blöcke Gekritze Geschiebe,
Gletscherschrammen, Polieren und Abrunden des Untergrundes
- Detraktion: Herausbrechen von Gesteinsstücken des anstehenden Gesteins, die an den Gletscher
angefroren sind
- Exaration: Lockergesteinsmaterial wird von Gletscherstirn abgeschürft und zu einem Hügel nach der
Endmoräne aufgeschoben Stauchendmoräne (Auspflügung!)
- Schliffgrenze: Grenze zwischen polierter Oberfläche und Bereich ohne Verwitterung durch Gekritze
Rundhöcker:
Festgesteinsblock wird vom Gletscher überfahren:
- im Luv (flach): hoher Druck niedriger Schmelzpunkt feiner Wasserfilm Detersion abgerundet
- im Lee (steil): niedriger Druck hoher Schmelzpunkt Anfrieren von Gestein Detraktion steil und brüchig, zusätzlich Frostsprengung in Spalten
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Rundhöcker häufig zu finden:
Karböden, Talböden, Transfluenzpässe, Kernbereich früherer Inlandvereisungen
Übertiefung als Felsbeckenseen
z.B.: Schären vor Finnland sind Rundhöcker!
Gletschertröge und Trogtäler:
Ursprüngliches Kerbtal wird durch Eismassen zum Trogtal umgeformt durch Seitenerosion wird das
Tal breiter
- Schliffbord: Auf- und Absenken des Gletschers (steil: Schliffkehle)
- Schliffgrenze: Gletscher hat diesen Bereich nie überschritten
- Trogschulter: entstand, wenn Dauer der Vergletscherung oder Masse des Eises nicht ausreichten um das
Gebiet weiter einzutiefen, sondern nur um es abzuflachen!
Trogtal-Längsprofil:
- Schwellen und Riegeln
- gefällsärmere Wannen und übertiefte Becken
- kein gleichsinniges Gefälle
- nach dem Abschmelzen zunächst Seen, dann schnelle Verfüllung
- Konfluenzstufen: Versteilung
- Diffluenzstufen: Verflachung
Glazigene Seen:
- Karseen
- Felsbeckenseen (Passseen)
- Wannenseen (Trogtal)
- Zungenbeckenseen (Vorland)
- Rinnenseen (subglaziale Schmelzwässer)
- (End-)Moränenstauseen
- Toteisseen
Stationäre Gletscher: 1400 – 3200 m³/km²/a Abtrag: 1400 – 3200 mm/1000a (1,4 – 3,2 m/1000a)
Fluviale Systeme: 250 – 800 mm/1000a
Glazialerosion 4-mal stärker als Fluvialerosion; bei vorstoßenden Gletschern um das 25-fache
5.7 Glazialer und glazi-fluvialer Transport
Glazialer Materialtransport:
- supraglazial: auf dem Eis obendrauf
- englazial: im Eis eingeschlossen
- subglazial: an der Sohle
- proglazial: vor der Gletscherstirn transportiertes Material
Material wird von der Oberfläche entlang von „Fließlinien“ in den Gletscher transportiert und wieder an
die Oberfläche gefördert (je höher das Material in den Gletscher gelangt, desto tiefer tritt es wieder aus
ihm heraus!). Fällt Material in eine Spalte Transport bis zum Boden!
Durch den Transport wird das Material kantengerundet (Geschiebe), das meist trapezförmig ist.
5.8 Glaziale Ablagerungen
- erfolgen direkt durch das Eis
- erfolgen durch fluvio-glaziale oder durch glazi-fluviale Prozesse
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Moränen:
Vom Gletscher mitgeführtes bzw. abgelagertes Gesteinsschuttmaterial
3 Zusammenhänge (gleiches Wort für 3 unterschiedliche Dinge):
- Material im / auf dem Gletscher bewegt (till)
- vom Gletscher transportiertes Material, das jetzt abgelagert ist und Geländeoberfläche bedeckt (till)
- Oberflächenform dieser Ablagerungen (morphologischer Begriff)
Typisch für Moränen ist:
- keine Sortierungsprozesse nach Korngrößen
- deshalb unsortierte Lockergesteinmassen
- Material wird am Boden entlang geschoben: Geschiebe, meist trapezförmig ( fluvialen Geröllen)
- Feinmaterial: Geschiebelehm
- kalkhaltiges Feinmaterial: Geschiebemergel
Erratische Geschiebe: Findlinge, Erratika („verirrte Steine“) müssen aber noch in der natürlichen Lage
sein, sonst gilt er geomorphologisch nicht mehr als Findling!
1. Obermoräne:
- im Zehrgebiet an Oberfläche stark abschmelzender Gletscher anzutreffen
- Steinschlag von den Seiten
- Residuale Anreicherung durch Abschmelzen
- deckt manchmal das Eis ab
- schützt das Eis vor direkter Sonnenstrahlung
2. Innenmoräne:
- Frostschutt fällt im Nährgebiet auf den Gletscher
- wird vom Schnee zugedeckt
- gelangt so in den Eiskörper
- fällt Material direkt in eine Spalte Transport bis zum Boden
3. Seitenmoräne:
- wallförmige seitliche Aufhäufungen
- Schutt von den Seitenhängen
- ehemalige Untermoräne, die sich an den Seiten anstaut
4. Mittelmoräne:
- beim Zusammenfluss zweier oder mehrerer Gletscher bilden die innen liegenden Seitenmoränen die
Mittelmoräne
5. Untermoräne und Grundmoräne:
- Material wird an der Gletschersohle transportiert
- stammt von Detersion, Detraktion oder Obermoräne
- wird durch Transport zerkleinert
- Kanten werden abgeschliffen (kantengerundet)
- poliert, gekritzt
- Untermoräne Grundmoräne
- ist nach dem Abschmelzen noch Material von der Untermoräne vorhanden, so spricht man dann von der
Grundmoräne
6. Endmoräne:
- stationärer Gletscher bildet Satzendmoräne
- oszillierender Gletscher bildet Stauchendmoräne
- Zusammenschieben von älteren Endmoränen Stauchungen
- kleine Talgletscher oszillieren häufiger; Inlandeis bleibt eher stationär
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Drumlins:
- Vollform aus glazialem Material, entsteht durch Moränen (Teil der Grundmoräne)
- Schmaler Rücken; steile Seite in Anströmrichtung des Eises
- mehrere 10er Meter breit und mehrere 100er Meter lang, kommen oft nebeneinander vor
Toteis:
Beim Abschmelzen verliert Eis Kontakt zur Eiszunge Toteislöcher, Sölle (kreisrund, trichterförmig)
Glazifluviale Ablagerungen:
- Sedimente und Formen, die vom Schmelzwasser gebildet oder abgelagert wurden
- glaziale und fluviale Eigenschaften
- Ablagerung glazigenen Materials, das durch Abfließen des Schmelzwassers entsteht
- kantengerundet aber sortiert
- subglazial unter hydrostatischen Druck
- Gletschertor
- Transportkapazität und Sedimentationsbedingungen ändern sich rasch hohe Sonneneinstrahlung
- unterschiedliche Korngrößen
- Schwemmkegel, Schwemmfächer
Sander:
- älterer Sander wird durch jüngeren Sander eingeschnitten Form wie Trompete
- ehemalige alpine Vereisungen
- äußerer Endmoränenwall und äußerer (höchster) Sander gehören zusammen
- Gletscher schmilzt zurück kleinere Endmoränen und geringeres Gefälle
mit Abstand vom Gletscherrand nimmt die Korngröße ab und der Rundungsgrad / Sortierungsgrad zu
im Alpenvorland: Schotterfläche (grobkörniger)
in Norddeutschland: Sander (Sand dominiert)
Kames:
- sortiertes Lockermaterial
- Ablagerung von fluvioglazialen Schmelzwassersedimenten auf dem Gletscher
- geschichtete Sedimente zwischen Toteisblöcken
- horizontale Schichten verstürzen nach Schmelzen
typisches Merkmal für Eiszerfallslandschaft, Eis ging rasch zurück
- Kamesterrasse: sortiert und glatt; nach Abschmelzen stürzen Sedimente ab, weil Eishang fehlt
Oser:
- lange Formen
- Schotterfüllungen durch Gletschertunnel, subglaziale Schmelzwässer Eis musste schon Toteis
gewesen sein, sonst wäre Material in Endmoränen abgelagert
- bis max. 100 km lang
5.9 Die Glaziale Serie
nach Penck und Brückner 1909:
Grundmoräne mit Zungenbecken, Endmoräne, Sander, Urstromtal
Glazilakustrines Moränenmaterial: durch Vorstoßen eines Gletschers gelangt Moränenmaterial in einen
bestehenden See Vermischung mit Seesedimenten
Glaziale Serie in Norddeutschland:
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Saale-Vereisung (180000 – 120000 Jahre vor heute)
Weichsel-Vereisung (70000 – 10000 Jahre vor heute)
- Haupteisrandlagen
- Urstromtäler: Schmelzwässer mussten parallel zu den Gletschern abfließen Haupteisrand verhinderte
direktes Abfließen in Richtung Norden
6. Periglazialmorphologie
6.1 Einführung und Begriffsbestimmung
wörtlich: „das Eis umgebend“, räumlich und zeitlich
entscheidend: Kälte in gletscherfreiem Gebiet
- Bodenfrost
- eigener Formenschatz
- fluviale und denudative Prozesse laufen unter veränderten Bedingungen ab
- geomorphologischer und klimatologischer Begriff
- klimatisch schwierig abzugrenzen: E und D Klimate; polare, subpolare und der kaltgemäßigten borealen
Zone
- Frostbodenmuster als periglaziale Leitform
- amorphe Solifluktionsdecken
Rezenter Periglazialbereich ist unter Einschluss der periglazialen Höhenstufe der Gebirge definiert als:
die Region, in der frostdynamische Prozesse, intensive Abspülung und intensive fluviale Prozesse
einschließlich der Thermo-Erosion ablaufen (Hagedorn und Poser)
Vorzeitliche Periglazialbereiche:
Große Teile des gemäßigten Klimagürtels sind im Pleistozän wiederholt vom Periglazialklima geprägt
wesentliche landschaftliche Charakteristika; typische Formen der Hänge und Täler; oberflächennaher
Untergrund als Ausgangssubstrat für die Bodenbildung
Periglazial Mitteleuropas:
- eisfreie Gebiete zwischen dem Nordischen Inlandeis und der alpinen Vorlandvereisung
- waldfrei
- periglaziale Substrate als Ausgangssubstrat für die Bodenbildung
klimatische Abgrenzung:
- heute: periglaziale Prozesse und Formen in weit gespanntem Klimabereich von -12° bis +3°C
- Jahresniederschlag 50 – 1250 mm
- eingegrenzt: < -1°C und 1000 mm
Periglazialbegriff von Gletschern losgelöst und inhaltlich erweitert:
- frostgesteuerte Prozesse dominieren
- aktuelle Periglazialklima
- periglaziale Geomorphodynamik
- Periglazialformen
- Periglaziale Substrate und Fazies
Kriterien für Perglazialgebiete:
- Frostsprengung als dominanter Verwitterungsprozess (schnee-, eisfreie, feuchte Oberfläche), möglichst
viele Frost-Tau-Zyklen, mindestens einer pro Jahr
- Dauerfrostboden für Perriglazialgebiete charakteristisch, es reich aber Bodenfrost
- Vorkommen von Solifluktion auf Hängen, Strukturböden auf ebenen Flächen
- Trockengrenze der Periglazialzone
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6.2 Räumliche Verbreitung der Periglazialzone
- polare Frostschuttzone: vegetationsfrei, freie Solifluktion
- polare und subpolare Tundrengrenze: Moos-, Strauch-, Baumtundra, gebundene Solifluktion
- Borealer Nadelwaldgürtel, Taiga über Dauerfrostboden, 10°C-Juli-Isotherme
- Gebirgsregionen oberhalb Solifluktionsgrenze: subalpine Stufe, Krummholzregion / alpine Stufe,
Mattenregion / subnivale Stufe, Frostschuttregion / nivale Stufe ohne Gletscher
6.3 Permafrost
thermische Vertikalgliederung:
Active Layer (sommerlicher Auftauboden): phys. und chem. Verwitterung; Frosthub, Solifluktion, etc.
Permafrosttafel
Frostaktiver Permafrost (Eisrinde): immer unter 0°C, aber Schwankungen Eiskeile wachsen in Breite
Keine Schwankungen der Jahresmitteltemperatur
Isothermer Permafrost: keine frostdynamischen Prozesse
Jahresmittel > 0°C
Niefrostboden
Permafrostdifferenzierung / -typen:
Reliktischer Permafrost:
Permafrost in Borealer Nadelwaldzone reliktisch: Isolation durch Vegetationsbedeckung und mächtige
Histosol-Horizonte
Rodung für Straßen- und Siedlungsbau; Moorentwässerung und –abbau Permafrostdegradation
(Absinken von Straßen, Häusern bzw. Entstehung von Niedermooren)
Permafrostverbreitung (siehe Skript):
Nur auf der Nordhalbkugel vorkommend (ca. 20% der Fläche!). Große Teile Grönlands sind von
Inlandeis bedeckt, darunter befindet sich aber kein Permafrost!
Offshore-Permafrost: 15000-20000 Jahre alter Permafrost, der später durch Ansteigen des Meeresspiegels
vom Wasser bedeckt wurde
6.4 Frostdynamische Prozesse
- Eisdruck: Volumenzunahme um 9%; Eisdruck bei -22°C am höchsten (2115 kg/cm²), 10 Mal höherer
Druck als Granit; unter -22°C nimmt die Frostsprengungswahrscheinlichkeit ab
- Bildung von Segregationseis: Dielektrizitätskonstante von Wasser = 81, von Eis = 2; Wassermoleküle
wandern zur Frostfront
- Dehydratation und Tieffrostkontraktion: Frostrisse durch Volumenverlust (Tabereis); im frostaktiven
Teil: Boden verliert Wasser durch Segregation
- gerichtetes Wachsen von Eiskristallen: Eiswachstum senkrecht zur Abkühlungsfläche ist wichtiger als
die Volumenzunahme unter 1.
Auf diese Grundprozesse wirkt der Einfluss von:
Temperatur und Wassergehalt:
- bei schnellem Eindringen der Frostfront keine Frostsprengung, -hebung, keine Eissättigung
- bei langsamem Eindringen der Frostfront wird Wasser angesaugt große Eislinsen
- Mächtigkeit der Eislage nimmt mit Tiefe zu
- Unterschiedliche Einfrier-/Tautemperaturen bei unterschiedlichen Korngrößen: Ton mit 9%
Wassergehalt friert bei -1,5°C, taut bei +1°C auf
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Frost-/Tau-Zyklen:
- Durchschreiten der 0°C-Grenze
- Dauer der Zeit < 0°C
- Tiefe der Temperatur < 0°C (ab -2°C)
- Temperatur des Substrates vor Frost
- Isoliereffekt von Schnee, Vegetation
- Korngröße, Wassergehalt, Wärmeleitfähigkeit des Substrats
- Täglicher Frostwechsel von -7°C auf +6°C ist wirkungsvoller als ein 4-Tagewechsel von -30°C
auf +15°C in subtropischen Gebirgen meiste Frost-Tau-Zyklen
Druck:
- Schmelzpunkterniedrigung um 0,0073°C / kg/cm²
- Nur unter Inlandeis von Bedeutung: unter 1500m Inlandeis bei -1,6°C noch kein Gefrieren
Korngröße:
- 3-50 Å dünner Film um Mineralkörner: je kleiner Korngröße, desto mehr Wasser
- unterschiedliche Korngrößen führen zu unterschiedlichen Einfriertemperaturen: kleinere
Korngrößen und langsameres Abkühlen zu größeren Eislinsen
- Korngröße beeinflusst Wasserbewegung zur Frostfront: Wasseranziehungskraft nimmt mit
Abnahme der Korngröße zu (größere Gesamtoberfläche)
- Grobsand, Kies und Schotter frostsicher
- Maximum an Segregationseis und Frosthub in Schluff
- Optimal für Eislinsenwachstum: Schluff über Sand
- Frostgefährdung: mehr als 3% kleiner als Grobschluff (< 0,02 mm)
6.5 Formen im Periglazial
Eiskeile und Eiskeilnetze:
Tieffrostkontraktion: Aufreißen von Spalten im Frostboden bei raschem Temperatursturz
0,05 mm pro 1 m Eissäule pro 1°C Temperaturerniedrigung auf 1 m Länge reißt der Boden bei
Abkühlung um -20°C ca. 1 mm auf
Eiskeilbildung: rasche Änderung von 4°C ergibt Initialriss (im Fels 10°C)
- Eisspalten bilden netzartiges Muster mit Durchmessern von 1 – 30 m
- Spalten von 1 – 20 mm reißen jährlich auf
- Verfüllung mit Schnee und Treibsand; Kammeis, Raureif, Segregationseis; Schmelzwasser
- nach Jahren Eiskörper von 1 m Breite, 4 – 10 m Tiefe (max. 40 m Breite, 30 m Tiefe)
- Eiskeilnetze auch Eiskeilpolygone
- Zyklus über mehrere 100 Winter
- beschränkt auf Permafrost
- in Auftauzone werden sie jährlich beseitigt
- aktive Eiskeilneubildung nur in kontinuierlichem Permafrost bei Jahresmitteltemperaturen von
-6°C bis -8°C
- Eiskeile sind hervorragende Indikatoren für Permafrostregionen
- ohne Schmelzwasser entstehen Sandkeile
Eiskeil-Pseudomorphose: Eiskeil, der nach dem Abschmelzen mit Löss verfüllt wurde
Forsthub:
Faktoren:
- Feuchtigkeit des Substrates: je feuchter, desto stärker
- Vegetation: an Stellen mit dichter Vegetation weniger stark
- Länge der Steine: je länger die Steine sind bzw. je mehr diese hochkant stehen, desto größer der
Frosthub
Steine werden mehr gehoben als Feinmaterial Steine senken sich aber weniger ab als Feinmaterial
Mehr Frosthub weniger vegetationsgeeignet
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Kryoturbation:
- Durchmischungsprozesse
- unterschiedlich schnelles Vorrücken der Frostfronten in Folge verschiedener Einfriertemperaturen,
Korngrößen, Wassergehalte
- kleinräumig differenzierte Eisbildung gekoppelt mit seitlich und vertikal gerichteten kyroklastischen
Drücken
Spannungen und Drücke; Deformation der Schichtlagerung und Bodenhorizontierung; Verwürgungen
Solifluktion:
- „Bodenfließen“ (lat. solum fluere) unter periglazialen Bedingungen
- Gelisolifluktion, da frostdynamische Prozesse
- gravitative Massenbewegungen, die an Hängen denudativ ablaufen unter Frostwechsel, Eiswachstum
und Permafrost
- Die Solifluktion ist gravitative und / oder frostwechselbedingte Bewegung von Verwitterungsmaßen
oder Lockersubstrate auf Oberflächen mit größer 2° Neigung (Blümel, 1999)
Frostwechselsolifluktion als Versatzdenudation in Form des Frostkriechens:
- wenige mm bis 10 cm / Auftausaison
- periglazialer Standardprozess
- maßgeblich an Reliefbildung im kaltzeitlichen Mitteleuropa beteiligt
- heute: Periglazialstufe der Hochgebirge
Kammeissolifluktion; Bildungsvorraussetzungen:
- Bodenoberflächentemperaturen von mindestens -2°C
- Feinsand-Schluffgemisch (Lehm)
- Gefriertemperatur muss durch freiwerdende Schmelzwärme konstant gehalten werden
Gebundene und ungebundene Solifluktion:
- bei dichterem Auftreten von Pflanzen gebundene Solifluktion: ebenfalls zusammenhängend in der
Tendenz noch langsamer: Rasendecke bremst Solifluktionsloben, Fließerdeloben, Solifluktionzungen,
Solifluktionsterrassetten, -girlanden
- ungebundene Solifluktion: Teichen bewegen sich frei
Gelifluktion:
- gravitative Bewegung der wasserübersättigten Auftauschicht
- gebunden an Permafrosttafel
- feinmaterialreiches Substrat
- Auftaubereich fließt breiartig hangabwärts
- Solifluktionsloben
Abulation:
- flächenhafte Spülvorgänge
- feine Korngrößen werden durch Schneeschmelzwasser / oberflächlich (2-5 cm) auftauenden Bodenfrost
erodiert: Wasserübersättigung des Bodens und Sättigungsabfluss
- Abulation wirkt Korngrößenselektiv
- zurück bleiben größere Bestandteile
Nivation:
- Denudationsprozesse durch Schneebewegungen
- Schmelzwasser und Schneedruck
- Geländemulden bzw. im Lee zu schneebildenden Winden
- Substrat stärker durchfeuchtet hangabwärts ist Boden durch Schmelzwasser für gravitative
Massenbewegungen anfällig
- Schneemulden, sog. Nivationsnischen
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- ungleich verteilte Schneeakkumulation im Lee
- Nivation fördert Abulation
Nivationsnischen und Nivationsterrassen: landschaftsökologische Effekte von Schneeflecken:
- größere Biodiversität und Standortvielfalt
- Sommer noch Zuschusswassereffekt
- Vernachlässigungsgebiete mit Moosen und Moorgesellschften
- hydromorphe Böden: Gleye und Histosole
Thermokarst:
- Abbauprozesse des Permafrostes
- dabei entstehen Formen
- missverständliche Begriffe: Thermo-Karstes oder Kyro-Karstes treffender wäre Pseudo-Karst
- Tauseen (Alase)
- Feinsedimente mit Eis supergesättigt
- Wasser in Senken Auftauen des Permafrosts
- in Gebieten mit Schluff, flaches Gelände: Nord-Alaska, Nord-Kanada, Nord- Sibirien
positiver Rückkopplungsprozess: Wasser gegenüber Eis eine doppelt so hohe, gegenüber trockenem
Bodenmaterial viermal so hohe spezifische Wärme
Thufur, Palsa, Pingo:
Frostvollformen durch Frosthub in Folge Bildung von Segregationseis
Thufure:
- isländisch für Rasenhügel
- vegetationsbedeckte ovale bis runde Erdbulten mit kuppiger Form; 30 – 80 cm hoch, 40 – 100 cm lang
- am höchsten aufgepresste Teile trocknen im Sommer aus
- Rasendecke stirbt ab oder Vegetation wird durch Windschliff zerstört
- isolierende Gras- und Humusdecke geht verloren
- Eiskern taut aus
- Winderosion bläst das Feinmaterial im Kern weg
- übrig bleibt ein Thufurring Erosionsrest
Palsa:
- in direktem Zusammenhang mit Permafrost
- Torfhügel, 10 – 15 m breit, 15 – 115 m lang
- Kern aus Torf, der ständig gefroren ist
- Eiskern aus vielen dünnen Lagen (10 – 15 cm) / einzelne Eislinsen auf torfigen Material
- häufig in Mooren und Waldtundra
- diskontinuierlicher und sporadischer Permafrost
- Palsensüdgrenze liegt zwischen 0°C- und -3°C-Jahresisothreme
- Aufbau und Zusammenbruch als systembedingter Zyklus: wachsen auftauen aufbrechen zusammenfallen
Pingos:
- spektakuläre große periglaziale Formen
- isoliert stehende konische, runde bis ovale Hügel
- Durchmesser bis 700 m, bis 70 m hoch, bis 40° Neigung
- Kern aus Blankeiskörper überdeckt von mehreren Meter dickem Sedimentmantel
- ganzjährig im Inneren gefroren bis abgetragene mineralische Deckschicht Antauen des Eiskerns
ermöglicht
- saisonaler See bleibt zurück bzw. eine auslaufende Mulde
- McKenzie-Delta in Nord-Kanada
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7. Karstmorphologie
7.1 Kalkgesteine und ihre Entstehung
- eigener Formenschatz löslicher Gesteine
- Gesteinsoberflächen nicht wassertragend, sondern wasserwegsam
- Lösungsverwitterung der Carbonate
- Metall- und Erdalkali-Metall-Ionen mit der Strukturformel MeCO3: Calcit, Aragonit und Dolomit
- Kalkgesteine: > 50% Carbonate
- entstehen durch Biosynthese oder chemische Fällung
- Sedimentgesteine 5% des Volumens der Erdkruste, bedecken 75% Erdoberfläche; davon ca. 20%
Kalksteine oder Dolomite paläozoisch, mesozoisch, tertiär
- geringmächtige Gesteinsdecken weiter Ausdehnung
- Riffkalke
- oolithische Kalke (Rogensteine): Kristallisationskeim mit konzentrisch angeordneten Lamellen bzw.
Schalen (Flachwasserbedingungen, Quarzsandkörner oder Muschelschalenbruch)
Ausfällungsprozess biologisch bedingt: Muscheln, Schnecken, Foraminiferen, Algen, Brachiopoden,
einzellige Algen, wirbellose Tiere entziehen Wasser Ca2+-Ionen für Hartteile (Schalen, Gehäuse,
Innenskelette, Gerüste).
Durch Diagenese unter Druck, Umkristallisation, Lösungsvorgänge und Kristallneubildung entstehen
weitflächig Sedimentgesteine.
Riffe sind Sonderformen der biogenen Kalkbildung: riesenhafte Bauten koloniebildender Hohltiere
(Korallen); tropisch warme Meere mit kohlensaurem Kalk hochgradig übersättigt
- einzellige Grünalgen (Photosynthese)
- Vorkommen in 4 – 10 m, max. bis 80 m
- Riffwachstum: 2 – 5 cm/a
- Kontakt zur Meeresoberfläche
- Meeresspiegelschwankungen in Quartär um ca. 100 – 120 m durch Korallenwachstum kompensiert
- Meeresspiegelschwankungen im Tertiär, Mesozoikum Korallenwachstum in Weltmeeren
Bedingungen für Korallenwachstum:
- reines Salzwasser und Wassertemperaturen > 20°C
- optimal sind 25°C – 30°C
- Vorkommen der Korallenriffe in tropischen Meeren von ca. 32° nördlicher bis ca. 25° südlicher Breite
- höhere Wassertemperaturen töten Korallen
- Lagune totes Riff lebendes Riff Meer
- Atolle: Korallenriffe um Meervulkan, der nun unter der Wasseroberfläche liegt Ring bleibt übrig
7.2 Lösungsverwitterung
- Alkali- und Erdalkalisalze: Chloride, Nitrate, Sulfate, Carbonate
- Übergang eines Minerals in wässrige Verwitterungslösung, keine chemische Reaktion
- keine chemische Reaktion
- besonders lösungsanfällig: Steinsalz, Gips, Sulfat
Lösungsverwitterung von Salz:
Vorraussetzung für Lösungsverwitterung ist Hydratation Hydrathüllen stoßen sich gegenseitig ab und
destabilisieren so das Gitternetz (Ausweitung und Auseinanderschieben!).
Die Reaktionsgleichung für Halit lautet: NaCl Na+ + Cl-
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Carbonatverwitterung:
Calcit aufgebaut aus: Calzium-Ionen Ca2+ / Säurerest-Ionen der Kohlensäure CO32Kohlensäureverwitterung:
Kohlensäure: CO2-Gehalt der Luft (Regen) / CO2-Gehalt im Boden durch Atmung der Pflanzenwurzeln,
Bodenorganismen
H2O + CO2 H2CO3
H2CO3 H+ + HCO3- 2H+ + CO32Calcium-Carbonat wird in das leicht lösliche Calciumhydrogencarbonat überführt:
CaCO3 + H2CO3 Ca(HCO3)2
Die Carbonatverwitterung führt zu Auflösung von Carbonatgesteinen; Entkalkung carbonhaltiger
Substrate und Böden.
Lösungsverwitterung allgemein beeinflusst von Löslichkeit der Salze; Temperatur; Verfügbarkeit des
Wassers.
- Wasser: verbreitetestes Lösungsmittel, Dipol-Charakter
- Salze: generell unterschiedliche Löslichkeiten: pro Liter 20°C werden nur 26 g CaSO4 (Gips) aber 359 g
NaCl gelöst
- Temperatur: je höher, desto schneller die Reaktion
Sättigungsgleichgeweicht (Faktoren):
- Wassermenge
- Lösungskonzentration
- Lösung oder Auskristallisation
Faktoren der Carbonatverwitterung:
- Konzentration und Stabilität der Kohlensäure
- CO2 – Partialdruck: In flüssigen Lösungsmitteln steigt Löslichkeit von Gasen mit zunehmendem Druck
die Löslichkeit von CO2 in Wasser steigt mit zunehmendem CO2 – Partialdruck
- Temperatur: In flüssigen Lösungsmitteln nimmt die Löslichkeit von Gasen mit steigender Temperatur
ab. die Löslichkeit von CO2 in Wasser steigt mit abnehmender Temperatur an.
- pH – Wert: Calcium-Carbonat (CaCO3) geht in das leicht lösliche Calcium-Bi-Carbonat über; H+-Ionen
der Kohlensäure lagern sich an das Carbonat an pH – Wert steigt in der Kalklösung an!
Die CO32--Ionen bilden ab gewisser Konzentration mit den in Lösung gegangenen Ca2+-Ionen eine
gesättigte Calciumcarbonat – Lösung Lösungsprozess beendet
- Zur Verfügung stehendes Wasser: Sättigungsgleichgeweicht wird auch von Menge des vorhandenen
Lösungsmittels (kohlesäurehaltiges Wasser) bestimmt; kühlgemäßigte Zonen (ungesättigte
Lösungsbedingungen) heiße Zonen (gesättigte Lösungsbedingungen) Ausfällung von Gips etc.
7.3 Mischungskorrosion
Lösungsaktives Niederschlagswasser erreicht an der Oberfläche schnell durch Lösung von Carbonat sein
Sättigungsgleichgewicht. sein Sättigungsgleichgewicht. Trotzdem Höhlenbildung in großer Tiefe Mischungskorrosion: 2 gesättigte Wässer fließen zusammen und bilden Mischprodukt, das kalkaggressiv
ist weiteres Material kann gelöst werden!
7.4 Karstformen
unterirdische Karstformen:
Schlote, Höhlen, Karstgänge, Siphons
Karsthydrographisch wegsam: Hohlräume > 0,5 mm
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Spiegel eines dynamischen Karstwasserkörpers ist piezometrische Oberfläche (Lageunterschiede
bis zu 100 m)
Funktioniert nicht nach dem Prinzip der kommunizierenden Röhren
Siphons bewirken in Hohlräumen einen Anstieg des Wassers bei Starkregen oder Tauwetter
oberflächliche Karstformen:
Karren:
Kleinformen im cm- bis m-Bereich
Unterscheidung: nackter Karst (keine Vegetationsdecke Lösungsverwitterung direkt durch Regeen);
bedeckter Karst (unter Bodendecke)
Rillenkarren (durch Regen kleinste Karren); Rinnenkarren (10 cm breit, mehrere m lang; an steilen
Hängen fließt Wasser zusammen Mischungskorrosion); Mäanderkarren; Trittkarren; Rundkarren
(unter bedecktem Karst, sehr aktiv da Pflanzen Wasser speichern)
- freie Karren: in Abhängigkeit der Geländeform und des Wasserzuflusses bzw. des Niederschlages
entstanden Skulpturform
Kluftkarren: in Abhängigkeit von Klüften und Spalten (1 – 3 m breit) an den Innenseiten findet
Lösungsverwitterung statt Strukturform
Lösungs- und Einsturzdolinen, Uvalas:
- besonders starker Lösungsabtrag und Abfuhr des Wassers in den Untergrund
- Klüfte und Karstschlote
- Lösungsdolinen: durch langsame Lösungsprozesse entsteht Eintiefung See oder Niedermoor, ist
meist einziger Wasserspeicher im Karstgebiet
- Einsturzdolinen: Höhlen brechen zusammen Eintiefung paust sich durch
- Erdfall: eingesunkene Lehmschichten (evtl. durch Einstürze); Deckschichten sind kein Karst
- Uvala: zusammengewachsene Dolinen
Poljen:
- evtl. durch tektonische Leitlinien oder intramontane Becken entstanden
- Untergrund besteht aus nicht löslichen Sedimenten starke Bodenfeuchte, Wasserspeicher Tiefenund Seitenerosion
- Neubildung nur bei sehr warmen Temperaturen und dichter Vegetation Poljen werden im
Mittelmeerraum nur erhalten und nicht mehr neugebildet
Hum:
- Karstreste einer ehemals geschlossenen Gesteinsschicht Kegelkarst oder Kegeltürme
Trockentäler:
- Tal ohne entsprechendes Gewässer
- Blindtäler
- Plombierung des Karstes während der Kaltzeiten
- tektonische Hebungsvorgänge
- durch Fluss in Karst eingeschnittener Fluss, der auf Grund von Einsturz- und Lösungsdolinen heute
nicht mehr durch das Tal fließt
Kalksinterbildung:
- Verdunstung
- Temperaturerhöhung
- mechanische Verwirbelung
- Entstehung von Kalktuffseen: durch Ausfällung und Sinterung entstehen Stufen Erhöhung der
Flussterrassen
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